Mafické a intermediální intruze jako průvodci peraluminických granitů krušnohorského batolitu

Karlova Univerzita Přírodovědecká fakulta Ústav geochemie, mineralogie a nerostných zdrojů

Mafické a intermediální intruze jako průvodci peraluminických granitů krušnohorského batolitu.

Pavla Holečková

Disertační práce

Vedoucí disertační práce:

Doc. RNDr. Emil Jelínek, CSc. Prof. RNDr. Miroslav Štemprok, CSc.

Praha 2012

Prohlášení Prohlašuji, že výzkum předkládaný v této práci je výsledkem mé vlastní vědecké práce ve spolupráci s mými školiteli a dalšími kolegy. Tato disertace představuje práci v rámci mého doktorského studia na Přírodovědecké fakultě univerzity Karlovy v Praze. Uvedla jsem a řádně citovala všechny použité informační zdroje a literaturu. Podle mého nejlepšího vědomí prohlašuji, že výsledky představené v této práci nebyly publikovány nebo presentovány nikým jiným. Tato disertační práce nebyla předložena jako podklad pro získání jakéhokoliv vědeckého titulu na jiné univerzitě nebo vzdělávací instituci. V Praze, duben 2012 RNDr. Pavla Holečková

i

Prohlášení o spoluautorství Prohlašuji, že podíl RNDr. Pavly Holečkové na společných pracích je dominantní, a příslušný procentuální podíl na pracích uvedený v disertaci činí: 1) Kováříková, P., Siebel, W., Jelínek, E., Štemprok, M., Kachlík, V., Holub, F. V., Blecha, V. (2010): Dioritic intrusions of the Slavkovský les (Kaiserwald), Western Bohemia: their origin and significance in late Variscan granitoid magmatism. Int J. Earth Sci (Geol Rundsch), 99(3), 545-565. – 65 %. 2) Kováříková, P., Siebel, W., Jelínek, E., Štemprok, M., Kachlík, V., Holub, F. V., Blecha, V. (2007): Petrology, geochemistry and zircon age for redwitzite at Abertamy, NW Bohemian Massif (Czech Republic): tracing the mantle component in Late Variscan intrusions. Chem. Erde., 67, 151-174. – 65 %. 3) Kováříková, P., Siebel, W., Jelínek, E., Štemprok, M., Kachlík, V., Holub, F. V. (2006):

Zprávy o geologických výzkumech za rok 2005. 111-113. – 50 %.

4) Kováříková, P., Jelínek, E., Štemprok, M., Kachlík, V., Holub, F. V., Blecha, V. (2005): Petrochemické srovnání redwitzitů SZ části českého masivu. Zprávy o geologických výzkumech za rok 2004.103-106. – 50 %.

Doc. RNDr. Emil Jelínek, CSc. Ústav geochemie, mineralogie a nerostných zdrojů Přírodovědecké fakulty Univerzity Karlovy v Praze

ii

Poděkování Na tomto místě bych ráda poděkovala všem, kteří mi pomohli s mou prací nebo přispěli dobrou radou. Jmenovitě nemohu uvést všechny, neznamená to však, že bych si něčí pomoci vážila méně. V první řadě děkuji svým dvěma školitelům Miroslavu Štemprokovi a Emilu Jelínkovi, kteří mě seznámili s problematikou petrologie a geochemie granitoidních hornin a poskytovali mi cenné rady po celou dobu mého studia. Nemenší díky patří Václavu Kachlíkovi, který mi poskytl analýzy svých vzorků a neocenitelně pomohl při práci v terénu i s petrologickými charakteristikami vzorků. Dále děkuji Františku V. Holubovi za analýzy amfibolů a pyroxenů a za pomoc s optickou mikroskopií. Všem výše jmenovaným děkuji za pomoc při odběru vzorků. Také děkuji všem pracovníkům v Laboratořích geologických ústavů na Přírodovědecké fakultě univerzity Karlovy v Praze, v Centrálních laboratořích České geologické služby a v Institutu geologie na Akademii Věd v Praze za přípravu vzorků a výbrusů na analýzy a za provedení chemických analýz hlavních a stopových prvků. Františků Veselovskému děkuji za separace akcesorických minerálů. Zvláštní poděkování patří Wolfgangu Siebelovi z Univerzity v Tübingenu, který provedl stanovení stáří metodou Pb-evaporace jednotlivých zrn zirkonů a interpretoval získané výsledky. V neposlední řadě bych chtěla poděkovat Vratislavu Blechovi za interpretaci výsledků geofyzikálních měření, které přispěly k objasnění geologické pozice dioritických intruzí a okolních granitů na studovaných lokalitách. Práce byla finančně podpořena projekty Grantové agentury České republiky (projekty č. 205/02/0458, 205/05/0156) a Vědeckým projektem Ministerstva školství, mládeže a tělovýchovy České republiky (projekt č. 0021620855).

iii

Abstrakt Mafické a intermediální intruze běžně doprovázejí variské granitoidní plutony v Evropě. Jsou popsány na různých místech Iberského poloostrova, ve francouzském Centrálním masívu, ve Schwarzwaldu, v různých částech Českého masívu, v Rumunsku, Řecku, na Korsice a Sardinii. Zahrnují pestrou škálu hornin od křemenných gaber přes diority, granodiority až k monzonitům. Většinou tvoří drobná tělesa nebo žíly, v granodioritech a některých granitech se vyskytují jako mafické mikrogranulární enklávy (MME). Jsou charakteristické relativně vysokými obsahy litofilních prvků (Rb, Sr, Ba, Cs, LREE), zároveň mají i vyšší obsahy prvků kompatibilních (Ni, Cr, V a Co). Izotopické poměry 87Sr/86Sr se v jednotlivých oblastech příliš neliší, pohybují se okolo průměrného složení Země (0,704 – 0,708). Hodnoty εNd vykazují větší rozptyl, některé intruze mají více korové složení (až -8), jiné naopak mají tyto hodnoty pozitivní, což svědčí o příspěvku bazických magmat. Stáří dioritických intruzí jsou v jednotlivých oblastech odlišná, což ukazuje na vznik ve více magmatických pulsech. Nejstarší jsou ve francouzském Centrálním masívu (361 – 365 Ma), naopak nejmladší jsou dokumentovány v Ibérii (312 – 310 Ma). V Českém masívu jsou nejstarší ve středočeském plutonickém komplexu a v německém míšeňském plutonu, mladší jsou v krušnohorském batolitu. Zjištěná stáří zároveň odpovídají stáří granitů, s kterými se intruze vyskytují, což dokumentuje současnost mafických a kyselých magmat. Terénní

pozorování,

geochemické

a

izotopické

charakteristiky

a

některé

mikrostrukturální znaky horninotvorných minerálů naznačují, že dioritické intruze jsou hybridní horniny, které vznikly interakcí kyselého a bazického magmatu. Nejvýznamnějšími procesy byla frakcionovaná krystalizace následována nebo doprovázena mísením bazického a kyselého magmatu. Vzhledem k vysokým obsahům nekompatibilních prvků v dioritických intruzích a k jejich smíšeným izotopickým charakteristikám, musel být zdrojem bazického magmatu obohacený plášť. Výpočtem teoretického bazického magmatu vhodného pro vznik dioritických intruzí bylo zjištěno, že se jedná o magma blízké svým složením obohaceným gabrům nebo lamprofyrům, které se však vyskytují ve variské soustavě jen ve velmi malých objemech. V následujícím textu jsou dioritické intruze v krušnohorském batolitu porovnány s podobnými horninami v dalších částech Českého masívu a s mafickými a intermediálními intruzemi v evropských variscidách.

iv

Summary Mafic and intermediate intrusions commonly accompany Variscan granitoid plutons in Europe. They are documented from different localities of Iberian Peninsula, from the French Massif Central, Schwarzwald, from different parts of the Bohemian Massif, in Romania, Greece, Corsica and Sardinia. They comprise wide petrographic varieties from quartz gabbros, diorites, granodiorites to monzonites. They usually constitute small bodies or veins, they often occur as mafic microgranular enclaves (MME) in granodiorites and in some granites. Dioritic intrusions are characterized by a relatively high amounts of lithophile elements (Rb, Sr, Ba, Cs, LREE), and they are simultaneously high in compatible elements (Ni, Cr, V a Co). Their isotopic ratios

87

Sr/86Sr are in all compared locations similar and are close to the

Bulk Earth (0.704 – 0.708). εNd values show larger scatter, some intrusions have more crustal composition (to -8), on the other hand, another intrusions have εNd positive, that points to a contribution of basic magma. The age of dioritic intrusions differs according to individual locality suggesting more than one magmatic episode. The oldest occur in the French Massif Central (361 – 365 Ma), whereas the youngest are documented in Iberia (312 – 310 Ma). The oldest mafic intrusions in the Bohemian massif are in the Central Bohemian pluton and in the Meissen Massif (Germany), younger intrusions are in the Krušné hory batholit. Measured ages of dioritic intrusions respond to ages of granites, with them dioritic intrusions occur. This documents the contemporaneity of mafic and acid magmas. Field study, geochemical and isotopical properties and some microstructural features of rockforming minerals suggest that dioritic intrusions are hybrid rocks and originated by an interaction of acid and basic magma. The most important processes were fractional crystallization followed or accompanied by mixing of mafic and granitic magma. Pointing to the high amounts of incompatible elements in dioritic intrusions and to their mixed isotopic characteristics, the enriched mantle had to be the source of mafic magma. Calculation of the hypothetic mafic parental magma suitable for dioritic intrusions evolution showed, that the composition of such parental magma was close to the enriched gabbro or lamprophyre composition. However, lamprophyre magmas in the Variscan Europe are quite rare and only in small volumes. The text bellow compares dioritic intrusions in the Krušné hory batholit with the similar rocks in the Bohemian massif and with the mafic and intermediate intrusions in the European Variscides.

v

Obsah Předmluva................................................................................................................................................2 Proč studovat bazické a intermediální intruze.....................................................................................2 Cíle práce.............................................................................................................................................2 Kapitola 1.

Úvod................................................................................................................................5

Kapitola 2.

Mafické intruze v evropských variscidách.................................................................7

2.1. Variská orogeneze........................................................................................................................7 2.2. Variský magmatismus................................................................................................................10 2.3. Mísení magmatu a frakcionovaná krystalizace..........................................................................10 2.4. Variské granitoidní plutony v Evropě........................................................................................13 2.4.1.

Iberský masív (Španělsko, Portugalsko).......................................................................13

2.4.2.

Centrální masív (Francie)..............................................................................................15

2.4.3.

Oberkirchský pluton (Schwarzwald, Německo)...........................................................16

2.4.4.

Český masív (Česká republika, Polsko, Německo, Rakousko)....................................17

2.4.5.

Sichevita a Poniusca (getický příkrov, Rumunsko)......................................................23

2.4.6.

Korsicko-sardinský batolit............................................................................................23

Kapitola 3.

Dioritic intrusions of the Slavkovský les (Kaiserwald), Western Bohemia: theirorigin and significance in late Variscan granitoid magmatism......................25

Kapitola 4.

Petrology, geochemistry and zircon age for redwitzite at Abertamy, NW Bohemian Massif (Czech Republic): tracing the mantle component in Late Variscan intrusions.....................................................................................................46

Kapitola 5.

Petrochemické srovnání redwitzitů SZ části českého masivu.................................70

Kapitola 6.

Mafické intruze (redwitzity) Slavkovského lesa.......................................................74

Kapitola 7.

Geochemické srovnání intruzí...................................................................................77

7.1. Hlavní prvky..............................................................................................................................77 7.2. Stopové prvky a prvky vzácných zemin (REE).........................................................................83 7.2.1.

Iberský poloostrov.........................................................................................................83

7.2.2.

Český masív..................................................................................................................85

7.2.3.

Ostatní výskyty bazických a intermediálních intruzí v Evropě....................................89

Kapitola 8.

Vznik a vývoj bazických a intermediálních intruzí.................................................90

Kapitola 9.

Závěr............................................................................................................................95

Použitá literatura..................................................................................................................................95 Životopis Pavly Holečkové.................................................................................................................108 Publikace..............................................................................................................................................110

1

Předmluva

Pavla Holečkova – disertační práce

Předmluva Proč studovat bazické a intermediální intruze Mohutné variské intruze granitů jsou běžně doprovázeny bazickými až intermediálními horninami. Ty tvoří převážně drobná tělesa uvnitř plutonů nebo v jejich metasedimentárních obálkách. Bazické a intermediální intruze nesou více či méně zachované znaky původního bazického magmatu, z kterého vznikly. Porce bazického magmatu mohou být zachovány i jako mafické mikrogranulární enklávy (MME) vyskytující se převážně v granodioritech, tonalitech a některých vápenato-alkalických granitech. MME částečně nebo zcela ekvilibrují s hostující horninou a obvykle nesou smíšené charakteristiky mezi plášťovým a korovým magmatem. Tělesa bazických a intermediálních intruzí jsou dokumentována ze všech částí evropské variské soustavy i z variských intruzí v alpinsko-karpatských příkrovech. Dokumentuje to existenci metasomaticky obohaceného pláště pod Evropou v době formování variského orogenu. Vystupující magma bylo zdrojem materiálu a zároveň tepla, které přispělo k natavení korových hornin a vzniku granitických magmat. Vzájemná interakce současného bazického a kyselého magmatu dala vzniknout pestré škále hybridních hornin, které si částečně zachovaly znaky obou rodičovských magmat nebo jsou kompletně promíchány a mají vlastnosti mezi plášťovými a korovými horninami. Studium petrologie, mineralogie a geochemie variských bazických a intermediálních intruzí, určení jejich stáří a studium izotopů (především Sr a Nd) stejně jako terénní pozorování vedou k lepšímu pochopení geologického vývoje Evropy v době formování variského horstva. Všechna získaná data mohou sloužit jako podklady pro vytvoření různých modelů petrogenetických procesů jako mísení bazického a kyselého magmatu, frakcionované krystalizace nebo asimilace a frakcionované krystalizace, které mohou vést k pochopení vzniku a vývoje mafických intruzí. To může dále přispět k objasnění role bazických plášťových magmat při vzniku variských granitoidních plutonů.

Cíle práce Práce je soustředěna na podrobné studium variských bazických a intermediálních intruzí na několika lokalitách v krušnohorském batolitu (Abertamy, Slavkovský les, okolí Mariánských Lázní). Přináší petrologické charakteristiky těchto hornin včetně studia v optickém mikroskopu, nové chemické analýzy hlavních prvků a většiny stopových prvků včetně prvků vzácných zemin. Součástí je i analýza chemického složení jednotlivých 2

Předmluva


minerálů ve výbrusu pomocí elektronové mikrosondy. Metodou Pb-evaporace jednotlivých zrn zirkonů bylo stanoveno stáří vybraných vzorků mafických intruzí i asociovaných granitů. Práce sestavená ze čtyř článků a spojovacího textu je rozdělena do devíti kapitol. Kapitola 1 seznamuje se základní problematikou studia bazických a intermediálních variských intruzí. Stručně popisuje základní charakteristiku těchto hornin a uvádí přehled oblastí evropské variské soustavy, kde byly mafické intruze studovány. Zároveň představuje hlavní názory na vznik a vývoj variských mafických intruzí. Kapitola 2 seznamuje s výskyty bazických a intermediálních intruzí v evropských Variscidách. Stručně popisuje geologický vývoj Evropy a granitoidní magmatismus během variské orogeneze. Další část se věnuje charakterizaci hlavních petrogenetických procesů, které se podílely na vzniku mafických intruzí – mísení bazického a kyselého magmatu a frakcionovaná krystalizace. Poslední část této kapitoly je věnována výskytům bazických a intermediálních intruzí v jednotlivých variských masívech. Kapitoly 3 – 6 představují dva články publikované v mezinárodních vědeckých časopisech (Chemie der Erde, International Journal of Earth Sciences) a dva články publikované ve Zprávách o výzkumech (vydávané Českou geologickou službou). Kapitoly 3 a 4 přinášejí petrologické a geochemické charakteristiky včetně stanovení stáří mafických intruzí na dvou lokalitách v krušnohorském batolitu – Abertamy (Kapitola 3) a Slavkovský les (Kapitola 4). Ilustrovány jsou i modely možného vzniku těchto hornin. Články jsou doplněny o výsledky geofyzikálního studia. Články v kapitolách 5 a 6 přinášejí stručný popis mafických intruzí v severozápadní části Českého masívu, jejich vzájemné porovnání a modely jejich vzniku. Kapitola 7 srovnává studované mafické intruze v krušnohorském batolitu s podobnými intruzemi v ostatních částech Českého masívu a s různými lokalitami evropské variské soustavy z hlediska geochemického složení – hlavní prvky, stopové prvky a prvky vzácných zemin. Kapitola 8 se věnuje popisu a demonstraci modelů míšení bazického a kyselého magmatu a frakcionované krystalizace a jejich vzájemné kombinace. Jedná se o dva hlavní procesy, které měly významný vliv na vznik variských mafických intruzí. Kapitola

9

stručně

shrnuje

výsledky

získané

studiem

v krušnohorském batolitu a závěry z porovnání jednotlivých lokalit.

3

mafických

intruzí

Předmluva


Hlavní cíle této práce mohou být shrnuty následovně: •

petrologické charakteristiky studovaných hornin, popis minerálů na základě studia v optickém mikroskopu

•

chemické analýzy vzorků (hlavní a stopové prvky), chemické analýzy minerálů ve výbrusu

•

stanovení stáří studovaných hornin

•

geochemické modelování vzniku a vývoje mafických intruzí (míšení magmatu, frakcionovaná krystalizace)

•

porovnání studovaných lokalit s podobnými horninami v Českém masívu i evropské variské soustavě

4


Úvod

Kapitola 1. Úvod Mohutné granitoidní intruze v evropské variské soustavě jsou doprovázeny tělesy bazických až intermediálních hornin, většinou malých objemů. Byly popsány a detailně studovány zejména v různých částech Evropy – Portugalsku (např. Dias a kol. 2002), Španělsku (Galán a kol. 1996; Pascual a kol. 2008; Villaseca a kol. 2009), ve francouzském Centrálním masívu (Shaw a kol. 1993), ve Schwarzwaldu (Altherr a kol. 1999), v Českém masívu (v české (např. Holub a kol. 1997a, b; Janoušek a kol. 2000a, b, 2004; Kováříková a kol. 2007, 2010), německé (Siebel 1993; Siebel a kol. 2003; Wenzel a kol. 1997), rakouské (Gerdes a kol. 2000) i polské části (např. Słaby a Götze 2004)), v Rumunsku (Duchesne a kol. 2008), Řecku (Katerinopoulos 2008), na Korsice (Ferré a Leake 2001) a Sardinii (Poli a Tommasini 1999). Mnohdy jsou označovány místními názvy – redwitzity (Willman 1920), vaugnerity (Ferré a Leake 2001; López-Moro a López-Plaza 2004). Většinou se jedná o hrubozrnné až jemnozrnné, místy porfyrické horniny od křemenných gaber přes diority, granodiority až k monzonitům. Typickými tmavými minerály jsou amfibol a pyroxen. Z živců dominuje plagioklas (An70 – An30), méně se vyskytuje Kživec, dále křemen, titanit, apatit a postmagmatické Ca-Al minerály jako uralit a chlorit (Freiberger a kol. 2001). Častou akcesorií je zirkon a ilmenit, méně se objevuje allanit. Oproti asociovaným granitům mají nízké SiO2, nižší A/CNK a vysoké obsahy TiO2. Mají také zvýšené obsahy nekompatibilních stopových prvků blízké korovým horninám. I hodnoty poměrů Sr a Nd izotopů jsou podobné korovým a blízké celkovému složení Země εNd (

325 Ma

= +1 až -4 a (87Sr/86Sr)325 Ma = 0,706 – 0,708; Siebel a kol. 2003). To může indikovat jako možný zdroj magmatu heterogenní obohacený plášť, který byl dále modifikován procesy AFC (asimilace a frakcionované krystalizace), různým stupněm frakcionované krystalizace a/nebo mísením s granitickým magmatem. Často jsou tyto horniny považovány za bazické prekurzory

variských

granitů,

přestože

intruze

granitů

jsou

v rozmezí

chyb

geochronologických metod s nimi současné. Stáří vmístění dioritických intruzí bývá datováno mezi 340 – 320 Ma (Dörr a kol. 1998; Siebel a kol. 2003; Kováříková a kol. 2007), ale v některých oblastech se objevují i starší intruze (Holub a kol. 1997a; Janoušek a kol. 2004). Variské (gabro)dioritické až granodioritické horniny se vyskytují převážně uvnitř plutonických granitických těles, místy se dioritické intruze nacházejí v metasedimentárních pláštích variských granitů. V granodioritech nebo vápenato-alkalických monzogranitech se často vyskytují mafické mikrogranulární enklávy (MME), které mají převážně dioritické složení. MME mohou představovat: a) výsledky mísení/míchání mafického a kyselého 5


Úvod

magmatu (Vernon 1983, 1984, 1991; Reid a kol. 1983; Didier, 1987; Huppert and Sparks, 1988), b) restity (White and Chappell 1977; Chen a kol. 1989; White a kol. 1999), c) hybridizovaná mafická magmata (Vernon 1983, 1984; Reid a kol. 1983; Huppert and Sparks 1988; Castro a kol. 1991; Moreno-Ventas a kol. 1995; Zorpi a kol. 1989; Silva a kol. 2000; Janoušek a kol. 2004), d) rané segregace a akumulace (Fershtater and Borodina 1977, 1991; Phillips a kol. 1981; Dahlquist 2002), nebo e) rozpouštění enkláv ve vystupujícím magmatu (Allen 1991; Elburg 1996; García-Moreno a kol. 2006). MME a dioritické intruze jsou často považovány za důkaz hybridního původu a odraz procesu mísení (Castro 1990). Přísun plášťového magmatu nemusel být jen zdrojovým materiálem pro vznik hybridních hornin či MME, ale mohl také být zdrojem tepla pro natavení korových hornin, což vedlo ke vzniku kyselých granitických magmat. Geochemické vlastnosti mafických a intermediálních intruzí včetně MME naznačují, že bazické magma podílející se na jejich vzniku pocházelo z metasomaticky obohaceného pláště. Obohacené plášťové domény jsou dokumentovány z různých částí iberského masívu (Moreno-Ventas a kol. 1995; Galán a kol. 1996), ve francouzském Centrálním masívu (Downes a Duthou 1988; Pin a Duthou 1990; Shaw a kol. 1993), ve Schwarzwaldu (Altherr a kol. 1999) a v Českém masívu (Janoušek a kol. 1995, 2000a; Gerdes a kol. 1998). Wenzel a kol. (1997) a Janoušek a kol. (2000b) interpretují vznik draslíkem bohatých intruzí ve středočeském plutonickém komplexu jako důsledek obohacení plášťového magmatu nekompatibilními prvky přísunem volatilií spojeným se subdukcí. Studium terénních vztahů, petrologie, mineralogie a geochemie ukazuje, že mísení bazického a kyselého magmatu je významným procesem pro vznik vápenato-alkalických granitoidů po celém světě. Tento proces je doprovázen a ovlivňován řadou dalších petrogenetických pochodů různého významu. Tento text shrnuje závěry několikaletého studia dioritických intruzí z různých lokalit v krušnohorském batolitu – Abertam, Slavkovského lesa a okolí Mariánských Lázní. Výsledky jsou porovnány s interpretacemi studia podobných hornin z evropských variscid. Dále je zde rozveden možný model mísení a frakcionované krystalizace, tedy procesů, které se mohly podílet na vzniku a vývoji těchto hornin.

6


Kapitola 2. Mafické intruze v evropských variscidách

Kapitola 2.

Mafické intruze v evropských variscidách

2.1 Variská orogeneze Variská orogeneze je hlavní tektonicko-metamorfní a magmatickou událostí ve střední, západní a jihovýchodní Evropě koncem spodního a v průběhu svrchního paleozoika. Je výsledkem závěru kolize okraje Gondwany a z ní odvozených mikrobloků se severní Laurussií. Subdukční procesy probíhaly od devonu až do spodního karbonu. Kompresní tektonika však přetrvávala až do spodního permu (Weil a kol. 2001) a byla doprovázena synaž post- tektonickými intruzemi granitoidů a duktilní a křehkou tektonikou. Vzájemná kolize armorických mikrokontinentů a jejich připojení k Avalonii a brunovistuliku vytvořilo charakteristickou vějířovitou zonální stavbu variského orogenu (Ziegler 1990). Proces orogeneze kontrolovaly tři hlavní sutury: 1) gföhlská (jejím ekvivalentem v centrálním francouzském masívu je jihobretaňská sutura a na Iberském poloostrově předpokládaná galicijská sutura), 2) tepelská a 3) rheická (Franke 1989). Nejdříve se zavřela gföhlská sutura mezi moldanubikem a tepelsko-barrandienským blokem. Subdukcí se metamorfované prekambrické a spodnopaleozoické horniny podsouvaly směrem k severu. Pochod byl doprovázen mocnými

intruzemi

granitoidů.

Tepelská

sutura

(hranice

tepelsko-

barrandienského bloku a saxothuringika) se uzavřela během devonu. Oceánské horniny a horniny kontinentálních okrajů byly vysunuty k SZ a tlačeny na sasko-durynský autochton. V nadloží tepelsko-barrandienské oblasti se vytvořila prográdní metamorfní zonálnost a magmatický oblouk reprezentovaný vápenato-alkalickými granitoidy. Rheická sutura se uzavřela v devonu. Je typická alkalicko-vápenatým vulkanismem a magmatismem a střednětlakou, nízkoteplotní metamorfózou v oblasti severní fylitové zóny. Následně v místě staré rheické sutury vznikl Rhenohercynský oceán (spodní až středí devon). Jeho otevírání vedlo k výstupu mafických a bimodálních magmat. Následná subdukce a uzavírání Rhenohercynského oceánu (svrchní devon – spodní karbon) suvisela s výstupem magmatitů typu aktivních kontinentálních okrajů. Devonsko-karbonské komplexy byly nasunuty k SZ na avalonské předpolí, byly silně deformovány okraje saxothuringika a začaly se vytvářet synorogenní flyšové sedimenty (McCann ed. 2008 a citace v této knize). Posttektonické plutonické a vulkanické horniny (svrchní karbon – spodní perm) kyselého až intermediálního složení dokumentují rozsáhlou extenzi celé Evropy a kolaps variského orogenu (Timmerman 2008). Na zvrásněný variský podklad diskordantně transgredovaly sedimenty svrchního permu a následně platformní sedimenty mezozoického až kenozoického stáří. Dnešní erozivní řez 7



variscid je především výsledkem výzdvihu variských ker během alpínské orogeneze v průběhu mezozoika až kenozoika. Silně denudované zbytky variského horstva můžeme sledovat od Maroka a Iberského poloostrova na JZ a od jižního Irska a jižní Anglie přes západní Evropu až do střední Evropy, kde se na J a JV noří pod okraj mladšího alpinskokarpatského orogenu (Obr. 1).

Obr. 1 Variské geotektonické zóny (podle Kachlíka 2003): 1 moldanubická zóna (na povrch vystupující masívy označeny zkratkami: MO - moldanubikum a jemu metamorfně odpovídající jednotky v Českém masívu (ČM), CFM - Centrální francouzský masív, GK- galicijsko-kastilská oblast, AM - Armorický masív); 2 sasko-durynská oblast (O - Odenwald, S - Spessart, OM - Ossa Morena); 3 rhenohercynská zóna (H - Harz, RBP - Rýnské břidličné pohoří, BRM - Brabantský masív, C - Cornwall, JPZ - jihoportugalská zóna); 4 asturská zóna; 5 kantabrijská zóna; 6 tepelskobarrandienská oblast a severoarmorická oblast; 7 moravosilesikum; 8 variská předhlubeň; 9 alpinská předhlubeň; 10 východoevropská platforma; 11 africká platforma; 12 tektonické hranice jednotlivých zón evropských variscid (nerozlišené) a tektonický okraj východoevropské platformy - TL (Tornquistova linie); 13 tektonické hranice prvního řádu: čela alpinské a variské deformační fronty, významné kaledonské sutury: TS sutura po kaledonském uzavření Tornquistova moře; IS - sutura po kaledonském uzavření oceánu Iapetus; samostatné jednotky připojené k východoevropské platformě během staršího paleozoika, MPM Malopolský masív, BV - Brunovistulikum.

8



Tradičně jsou variscidy v Evropě členěny do jednotlivých geotektonických zón (Kossmat 1927). Směrem od J k S se jedná o zónu kantábrijskou, asturskou, které jsou patrné jen v JZ Evropě a dále zónu moldanubickou, sasko-durynskou, rheno-hercynskou a variskou předhlubeň, které jsou sledovatelné přes celý pás evropských variscid (např. Mísař a kol. 1983; Dallmeyer a kol. 1995; Cháb a kol. 2008; Obr. 1). Moldanubická zóna (moldanubická část Českého masívu, Schwarzwald, Vogézy, francouzský Centrální masív) se vyznačuje vysokým stupněm metamorfózy a přítomností vysokotlakých-vysokoteplotních hornin. Variské vrásnění se tu projevovalo již od konce středního devonu a došlo ke značným zdvihům, o čemž svědčí obnažené hluboké partie (Scheuvens a Zulauf 2000). K moldanubické zóně bývá přiřazována i tepelsko-barrandienská oblast, která se však zásadně liší mnohem slabší variskou deformací a nedostatkem variské metamorfózy. Proto této oblasti, i díky jedinečnému vývoji staršího paleozoika, patří v rámci variscid samostatné postavení (Chlupáč a kol. 2002). V severnější sasko-durynské zóně (severní část Českého masívu) došlo k hlavnímu vrásnění během spodního karbonu. Silně metamorfované horninové komplexy přecházejí do nemetamorfovaných. Součástí zóny je i granulitový komplex saského Granulitového pohoří a další drobná tělesa granulitů. Devonsko-karbonská extenze v této oblasti je ve svrchním karbonu až permu doprovázena intruzemi granitoidů. Rheno-hercynská zóna (Rýnské břidličné pohoří, Harz, kulm moravsko-slezské oblasti) představuje devonsko-karbonský akreční komplex vysunutý z původní rhenohercynské sutury. Hlavní projevy variské orogeneze zde probíhaly v karbonu, vyznačuje se slabou nebo žádnou metamorfózou a méně intenzívním vulkanismem (např. Chlupáč a kol. 2002; Kachlík 2003). Zcela specifickou stavbu má Iberský poloostrov, který tvoří půloblouk označovaný jako asturský. Prekambrický neoproterozoický podklad a paleozoické horniny iberského poloostrova jsou tradičně děleny do pěti zón podle sedimentárních sledů. Jádro tvoří kantábrijská zóna, která představuje původní pobřeží Gondwany. Dále následují zóny západoastursko-leonská, centrální iberská, galicijsko-kastilská a zóna Ossa Morena, které si zachovaly více či méně platformní stratigrafii (např. Quesada 1990; Martínez Catalán a kol. 1999; Robardet 2002). Následuje jihoportugalská zóna a sled je zakončen variskou předhlubní. Hranice mezi těmito zónami tvoří hlavní variská stlačení a reverzní zlomy, případně oceánské sutury.

9



2.2. Variský magmatismus Variscidy jsou charakteristické vmístěním velkých objemů převážně granitoidních magmat různého složení. Výskyty od gaber přes diority, tonality a granodiority až po granity ukazují na účast různých zdrojů a/nebo různé procesy tavení a krystalizace během jejich vývoje. Zjištěná stáří ukazují, že se jednalo o intruze ve více pulsech, které byly odděleny periodami bez magmatismu. Granitoidní magmata vznikala tavením korových hornin v důsledku přívodu tepla. Principielně je možné rozlišit 4 základní zdroje (Gerdes a kol. 1998; Henk a kol. 2000): 1) radiogenní produkce z rozpadu U, Th a K ve ztenčující se kůře, 2) advekce tepla při zaboření a exhumaci hluboce pohřbených hornin, 3) advekce tepla z plášťové mafické intruze a 4) kondukce tepla z pláště teplejšího než je běžný plášť. Geochemická i izotopická data ukazují převážně na krustální původ granitických magmat (Michard-Vitrac a kol. 1980; Fourcade a Allègre 1981; Ibarguchi a kol. 1984, Bernard-Griffiths a kol. 1985; Wickham 1987; Pin and Duthou 1990). Přestože korová magmata dominovala, předpokládá se, že významnou roli hrál přínos plášťového magmatu jako zdroje tepla a/nebo materiálu (Ben Othman a kol. 1984; Cocherie a kol. 1984; Fourcade a Javoy 1991). Vápenato-alkalické a subalkalické série granitoidů jsou často doprovázeny drobnými bazickými až intermediálními tělesy nebo obsahují četné mikrogranulární mafické enklávy (MME; Didier a kol. 1982; Duthou a kol. 1984; Zorpi a kol. 1991; Moreno-Ventas a kol. 1995). Obecně jsou dioritické intruze a MME považovány za pozůstatky plášťové komponenty, která se podílela na vzniku granitoidů (Dias a kol. 2002). Bohužel si málokdy kompletně zachovají svůj původní primitivní charakter. Velký rozdíl v objemu granitických a mafických hornin naznačuje jen omezený příspěvek plášťového magmatu. Lokální výskyt draslíkem bohatých mafických magmat, která reagovala s korovými magmaty, byl dokumentován z řady míst variských orogenů (Holub 1997; Gerdes a kol. 2000). Různorodé mafické horniny odvozené z obohaceného pláště s izotopickým složením blízkým kůře jsou charakteristickým znakem variského magmatismu (Cocherie a kol. 1994; Holub 1997; Wenzel a kol. 1997, Bea a kol. 1999).

2.3. Mísení magmatu a frakcionovaná krystalizace Pro většinu granitoidních plutonů jsou charakteristické nehomogenity v jejich složení a to v různém měřítku. V mikroměřítku se jedná o zonalitu krystalů, ve větším měřítku o mafické uzavřeniny, šlíry, xenolity, MME, seskupení enkláv nebo žíly. V makroměřítku se v samotném plutonu mohou vytvořit zóny odlišného petrologického složení. To vše může být 10



výsledkem frakcionované krystalizace, pohlcení zbytkového materiálu, kontaminací nebo asimilací okolních hornin, vícenásobnými intruzemi chemicky odlišných magmat, částečným mícháním nebo úplným mísením látkově odlišných magmat stejně jako pozdní difůze a rekrystalizace (Altherr a kol. 1999). Vznik složených plutonů je často spojen s interakcí mafického a kyselého magmatu. Účinnost a prostorový dosah teplotních, mechanických a chemických interakcí koexistujících magmat závisí na jejich fyzikálních a chemických vlastnostech, objemu a dynamice magmatického systému (např. Zorpi a kol. 1989; Poli a Tommasini 1991; Barbarin a Didier 1992; Van der Laan a Wyllie 1993; Petford a kol. 1996). Hybridizační procesy mezi koexistujícím mafických a kyselým magmatem jsou často využívány k vysvětlení terénních, petrografických, geochemických a izotopických znaků granodioritů a monzogranitů v evropských variscidách. Geochemické variace však nemusí vždy vypovídat o mísení magmatu. Lineární trendy v Harkerových diagramech mohou být vysvětleny i jinými petrogenetickými procesy (např. frakcionovaná krystalizace a asimilace; DePaolo 1981; Chappell a kol. 1987; Wall a kol. 1987; Albarède 1995). Ani izotopové systémy Sr-Nd nemusí vždy dokazovat mísení. Může jít o vícestupňový proces, izotopické poměry zdrojů nemusí být dostatečně odlišné nebo MME mohou částečně ekvilibrovat s okolním magmatem (Pin a kol. 1990; Holden a kol. 1991; Elburg 1996; Waight a kol. 2000). Proto je vždy nutné studovat vše komplexně – terénní vztahy, strukturní znaky minerálů i geochemické a izotopické charakteristiky (Vernon 1990, 1991; Hibbard 1991, 1995; Elburg a kol. 1995). Mísení magmatu se může pohybovat v rozmezí od prostého promíchání (= mingling), kdy si původní komponenty zachovávají většinu svých znaků, až po kompletní a homogenní promísení (= mixing), kdy vlastnosti jednotlivých rodičovských magmat nejsou patrny. Mísení probíhá v různých fázích vývoje magmatu od počáteční intruze mafického až intermediálního magmatu do felsického magmatu až po výstup a finální vmístění plutonu. Velké rozdíly v chemismu a teplotách tuhnutí obou magmat vedou k nerovnováze a zachování reakčních znaků (D’Lemos 1996). Prosté binární mísení kyselého a bazického magmatu je možné vyjádřit jednoduchou rovnicí (Langmuir a kol. 1978; Fourcade and Allègre 1981):

Cm = Xa * Ca + (1 – Xa) * Cb,

11

(1)



kde Ca je hmotnostní koncentrace prvku v kyselém magmatu, Cb je hmotnostní koncentrace prvku v bazickém magmatu, Cm je výsledná hmotnostní koncentrace prvku v hybridní hornině a Xa je podíl kyselého magmatu účastnícího se mísení. V případě, že některý z koncových členů není známý (většinou ten bazický), je možné použít opačný výpočet, kdy se za Cm dosadí reálná hybridní hornina (např. diorit, granodiorit). Dále se k výpočtu použije jeden krajní člen mísící se řady (např. granit ze stejné lokality). Tím je možné spočítat složení teoretického mafického členu, který se účastní hybridizace, za předpokladu, že je známo (nebo alespoň přibližně odhadováno) množství přítomného kyselého magmatu. Frakcionovaná krystalizace je významným procesem ve vývoji magmat, kdy dochází ke krystalizaci jednotlivých minerálů a jejich následnému oddělení. Kontroluje distribuci hlavních a především stopových prvků ve vyvíjejícím se magmatu. Tím se mění chemické složení zdrojového magmatu – tavenina se relativně obohacuje nekompatibilními prvky. V Harkerových diagramech se může frakcionovaná krystalizace projevit podobnými trendy jako mísení mafického a kyselého magmatu. Vodítkem k frakcionované krystalizaci může být inflexe v trendu v geochemickém grafu, která naznačuje změnu v krystalizujících minerálech. Cox a kol. (1979) popisují extrakční výpočet, kterým je možné odlišit mísení magmatu a frakcionovanou krystalizaci. Výpočet vychází z průměrného složení krystalizujících minerálů a změny chemického složení magmatu. Obvykle však probíhá krystalizace více minerálů zároveň a je potřeba použít komplexnější výpočet nebo počítačové programy modelující frakcionovanou krystalizaci (např. IgPet, FC-Modeler – Keskin 2002 (použit v této práci)). Pro modelování frakcionované krystalizace hlavních prvků je vhodná aproximace metodou nejmenších čtverců (Bryan a kol. 1969). Frakcionovanou krystalizaci stopových prvků nejlépe popisuje Rayleighův zákon: 𝐶𝐿 𝐶0

= 𝐹 𝐷−1 ,

(2)

kde CL je hmotnostní koncentrace stopového prvku v tavenině, C0 je hmotnostní koncentrace stopového prvku v rodičovském magmatu, F je množství zbývajícího magmatu a D je celkový distribuční koeficient. Hodnota D je pro daný prvek spočtena z distribučních koeficientů (Kd) jednotlivých účastnících se minerálů a vážená podle jejich vzájemné proporce.

12



2.4. Variské granitoidní plutony v Evropě 2.4.1. Iberský masív (Španělsko, Portugalsko) Iberský masív je největší variský výchoz v Evropě a je charakteristický hojností granitických plutonů. Dobré odkrytí umožňuje studovat procesy vmístění granitických těles i různé procesy jejich magmatické diferenciace – hybridizaci, mísení dvou magmat, frakcionaci, nebo asimilaci. Řada autorů (např. Galán a kol. 1996; Villaseca a kol. 2009; FernándezSuárez a kol. 2011) přináší geochemické a izotopické charakteristiky mafických hornin i granitů, stejně jako podrobné studium mikrostrukturálních znaků horninotvorných minerálů a určení stáří různými metodami. Granitoidy v iberském variském pásu vznikly jako post-tektonické po hlavní variské deformaci. Jsou zastoupeny převážně vápenato-alkalickými granodiority a monzogranity s podřadným množstvím mafických hornin (Villaseca a kol. 2009). Krystalizační stáří těchto granitoidů se pohybují mezi 322 – 290 Ma (Dias a kol. 1998; Fernández-Suárez a kol. 2000), což zahrnuje více pulsů variského magmatismu od raného až po pozdní. Nejvíce granitoidních plutonů se nachází ve vnitřních variských zónách iberského masívu – centrální iberské a astursko-leonské, menší tělesa tonalitů v asociaci s gabry až granity jsou v zóně Ossa Morena při hranici s centrální iberskou zónou. Z řady míst Iberského masívu jsou popsány bazické a intermediální horniny (diority, gabra a Q-diority), které se vyskytují jako malé plutony a nepropojená tělesa. Nacházejí se s kontaktními aureolami v metamorfovaných horninách nebo jako drobná tělesa v granitech a granodioritech (Galán a kol. 1996; Villaseca a kol. 2009; Fernández-Suárez a kol. 2011). Běžným znakem monzogranitů a tomalitů až křemenných dioritů iberského masívu je výskyt MME, které odpovídají amfibol-biotitickým tonalitům a křemenným dioritům (Galán a kol. 1996; Pascual a kol. 2008; Villaseca a kol. 2009; Fernández-Suárez a kol. 2011). Některé izotopicky ekvilibrovaly s hostujícími granity (Stephens a kol. 1991), jiné (především ty větší) si částečně zachovaly původní izotopické složení (Moreno-Ventas a kol. 1995; Pinarelli a Rottura 1995). Granitoidy centrální iberské zóny se dělí do dvou skupin: 1) starší vápenato-alkalické granodiority až monzogranity (313 – 319 Ma) a 2) mladší subalkalické granodiority až monzogranity (306 – 311; Dias a kol. 1998, 2002). V asociaci s granitickými plutony jsou gabroidní až granodioritická drobná tělesa, hojný je také výskyt MME. Granitoidní i bazické horniny vykazují petrologické, geochemické i izotopické znaky interakce mafických a kyselých magmat (Dias a kol. 2002). Největším tělesem je španělský centrální masív, který je tvořen více než sto intruzivními jednotkami, většinou monzogranity v rozsahu 323 – 284 Ma 13



(Villaseca a kol. 2004). Jsou doprovázeny intruzemi vápenato-alkalických gabroidů až křemenných dioritů, které jsou datované jako současné s granity (322 – 305 Ma; Bea a kol. 1999, 2003). Gabra masívu Gredos mají zvýšené obsahy nekompatibilních prvků a izotopické složení blízké korovým horninám. To se vysvětluje recyklací korového materiálu v plášti (Bea a kol. 1999; Villaseca a kol. 2004). Bea a kol. (1999) označují objemově nevýznamná tělesa mafických až ultramafických vápenato-alkalických hornin jako mafické prekurzory a předpokládají, že raná mafická hybridní magmata vznikala v malých dávkách během hlavní deformační fáze nebo částečně po ní, pravděpodobně parciálním tavením směsi plášťového magmatu a biotitem bohaté korové horniny v poměru 8:2. Tento proces probíhal na hranici kůra – plášť. Granity (330 – 290 Ma) potom vznikly tavením obohacených korových hornin (Bea a kol. 1999). To vypovídá o systematické interakci mezi kontinentální kůrou a svrchním pláštěm během variské orogeneze. Předpokládá se, že geochemické a izotopické charakteristiky mafických intruzí jsou produktem materiálu pocházejícího z obohaceného pláště, což naznačuje existenci sub-iberského obohaceného pláště v době formování variscid (Dias a kol. 2002). López-Moro a López-Plaza (2004) popisují v centrální iberské zóně draslíkem bohatá monzogabra až křemenné monzonity, které jsou jinak v iberském masívu vzácné. Při vzniku monzonitických sérií přikládají hlavní význam frakcionované krystalizaci. Mísení magmatu považují za méně podstatný proces. Jako důkaz slouží geochemické trendy stopových prvků s inflexí ve sklonu v binárních grafech, což vede k posunu složení residuálního magmatu. Na podstatnou roli frakcionované krystalizace ukazují také korodovaná jádra plagioklasů, jejichž množství se snižuje s rostoucím obsahem Si. V zóně Ossa Morena se při hranici s centrální iberskou zónou vyskytují drobná tělesa tonalitů v asociaci s gabroidy až granodiority (Moita a kol. 2005). Jejich vlastnosti mohou být vysvětleny různým stupněm asimilace a frakcionované krystalizace z bazického magmatu následované mísením a izotopickou homogenizací. Galán a kol. (1996) popisují možný způsob vzniku vápenato-alkalických granitoidů asociovaných s mafickými až ultramafickými horninami v masívu Vivero (astursko-leonská zóna): nejdříve došlo k intruzi bazických až intermediálních magmat do střední kůry. Krátce na to následoval přínos granitoidního magmatu do mafického magmatického krbu, jak naznačuje postupný vývoj od tonalitů ke granitům. Všechny tyto horniny nesou znaky asimilace a frakcionované krystalizace v hlubších partiích kůry. Intruze masívu Vivero je datována okolo 330 Ma (Galán a kol. 1996).

14



Sr-Nd izotopická data hornin iberského masívu mají velký rozsah, což je dáno výskytem celé řady kyselých až bazických hornin. V centrálním španělském plutonu (centrální iberská zóna) rozlišují Villaseca a kol. (2004) dvě skupiny granitů, které se výrazně liší svým izotopickým složením: GNP granity s nižšími iniciálními poměry v rozsahu mezi 0,7024 a 0,7086 a vysokými hodnotami εNd od s vyššími poměry

87

87

Sr/86Sr

-0,1 do -5,2 a SCS granity

Sr/ Sr (0,7036 – 0,7152) a nízkými hodnotamiεNd ( -4,2 až -6,6), což 86

jsou hodnoty podobné granitům z dalších částí Ibérie. Naopak gabroidní horniny dokumentují svůj plášťový původ hodnotami izotopických poměrů blízkých průměrnému složení Země (87Sr/86Sr = 0,7045 – 0,7065, εNd = +0,6 až -2,6; Villaseca a kol. 2004). Podobné hodnoty, jen s větším rozpětím, pro gabra ze stejné oblasti získali i Orejana a kol. (2009) –

87

Sr/86Sr =

0,7041 – 0,7068, εNd = +3,1ž a -4,4. Tyto hodnoty spolu dobře korelují a sledují tzv. plášťový trend od mírně obohacených hornin k mírně ochuzeným. Galán a kol. (1996) uvádějí Sr-Nd izotopická data pro mafické až ultramafické série z masívu Vivero v astursko-leonské zóně na severozápadu Španělska. Hodnoty v grafu izotopických poměrů Sr a Nd ultramafických a mafických hornin i MME a jejich hostujících tonalitů sledují společný trend (87Sr/86Sr = 0,7059 – 0,7064, εNd = -2,3 až -1,3), odpovídají tak více vyvinutým variským gabrům. Některé vzorky však ukazují více krustální charakter (87Sr/86Sr = 0,7065 – 0,7080, εNd = -3,5 až -2,9; Galán a kol. 1996). Tito autoři zároveň rozlišují dva typy tonalitů – jeden s primitivnějším poměrem izotopů (87Sr/86Sr = 0,7061 – 0,7063, εNd = -2,0 až -1,9), který současně hojně obsahuje MME, a jeden s více krustálním složením (87Sr/86Sr = 0,7073 – 0,7077, εNd = -3,3 až -4,3). Nejvíce obohacené složení mají monzonitické granity (87Sr/86Sr = 0,7078 – 0,7082, εNd = -6,0 až -5,9; Galán a kol. 1996). 2.4.2. Centrální masív (Francie) Francouzský Centrální masív odkrývá orogenní kůru, ve vnitřní zóně francouzského variského pásu, tvořenou pozdně neoproterozoickými až permskými metamorfovanými jednotkami (Pin a Peucat 1986). Na základě litologie, struktury a metamorfního vývoje je v něm možné rozlišit tři základní krystalinické jednotky, které jsou oddělené hlavními zlomy (Burg and Matte 1978; Ledru a kol. 1994a,b). Intruzivní magmatismus francouzského Centrálního masívu představují převážně granodiority, monzogranity a leukogranity, u kterých se většinou předpokládá krustální původ díky ztenčování kůry během variské orogeneze (Downes a Duthou 1988; Pin a Duthou 1990; Turpin a kol. 1990). Na západním okraji masívu se nachází dlouhý pás drobných intruzí křemenných dioritů (tzv. „limoussinský tonalitický pás“, svrchní devon – spodní karbon), 15



které představují nejprimitivnější fázi variského magmatismu (Shaw a kol. 1993). Ve srovnání s ostatními francouzskými variskými granitoidy se vyznačují nízkým obsahem SiO2 (53 – 68 hm. %), přítomností hornblendu (Shaw a kol. 1993) a vyšším stářím (Duthou 1978; Duthou a kol. 1984). Určení stáří křemenných dioritů limoussinského tonalitického pásu se ukázalo jako problematické. Měly by být mladší než metamorfóza v oblasti, ale starší než žíly monzogranitů (346 Ma), které je protínají (Shaw a kol. 1993). U-Pb stáří zirkonů i monazitů se vyznačuje velkým rozptylem hodnot od 363 do 348 Ma (Bernard-Grifith a kol. 1985). Metody K-Ar a Rb-Sr dávají stáří výrazně nižší (okolo 325 Ma; Duthou 1978), což může ukazovat na velmi pomalé chladnutí až na blokující teploty těchto prvků nebo částečnou izotopickou reekvilibraci. Novější měření U-Pb metodou na zirkonech přinášejí Pin a Paquette (2002), kteří stanovili stáří křemenných dioritů mezi 361 – 365 Ma, což odpovídá nejstarším datům předchozích měření. Izotopické charakteristiky křemenných dioritů limoussinského tonalitického pásu jsou podobné ostatním mafickým intruzím ve variské Evropě a jsou blízké celkovému složení Země. Iniciální poměry 87Sr/86Sr(360 Ma) = 0,70469 – 0,70591 a hodnoty εNd(360 Ma) se pohybují v rozmezí -0,7 až +1,8 (Shaw a kol. 1993). Podobně nízké iniciální poměry

87

Sr/86Sr

(0,7041 – 0,7057) a zároveň pozitivní hodnoty εNd (+1,5 až +5,0) zjistili u dioritů ze severní části masívu Pin a Paquette (2002), což je podle nich podobné magmatům vznikajícím na aktivních kontinentálních okrajích a naznačují, že ve svrchním devonu došlo v severní části francouzského centrálního masívu k subdukci oceánské kůry. 2.4.3. Oberkirchský pluton (Schwarzwald, Německo) Oberkirchský pluton se nachází v moldanubické zóně. Je tvořen převážně středně zrnitými biotitickými granity, které intrudovaly do silně metamorfovaných hornin Schwarzwaldu. V plutonu se hojně vyskytují MME převážně dioritického až tonalitického složení a mají jemnozrnnou doleritickou strukturu (Altherr a kol. 1999). V severní části plutonu se navíc vyskytují dioritické žíly, jejichž složení a textury jsou shodné s MME. Otto (1974) předpokládal, že MME jsou výsledkem pulsů dioritického magmatu, které intrudovalo do krystalizujících granitů. V závislosti na velikosti porce taveniny a na stupni krystalizace granitů docházelo k mísení magmat do různých stupňů, což vedlo ke vzniku tonalitických až granodioritických okrajů větších MME nebo samostatných malých tonalitických MME. Analyzované vzorky granitů vykazují veliké rozpětí hodnot hlavních i stopových prvků, které nemohou být vysvětleny pouze jedním jednoduchým procesem jako je frakcionovaná 16



krystalizace nebo mísení magmatu. Petrogenetický vývoj mohly ovlivnit další procesy jako parciální tavení heterogenního zdroje, vícenásobná intruze látkově odlišných magmat, nebo asimilace a frakcionovaná krystalizace modifikující magmata derivovaná z pláště (Altherr a kol. 1999). Stanovení izotopických poměrů Sr a Nd pro MME i granity bylo přepočteno na 325 Ma, což je stáří odpovídající Rb-Sr a K-Ar metodám na biotitech. Hodnoty ukazují velký rozsah: 87

Sr/86Sr = 0,70549 – 0,71058, εNd = -1,2 až -6,8 (Altherr a kol. 1999). Nízké hodnoty εNd a

vysoké poměry

87

Sr/86Sr naznačují spíše čistě krustální původ než příspěvek mafického

magmatu (Altherr a kol. 1999). 2.4.4. Český masív (Česká republika, Polsko, Německo, Rakousko) Český masív je největším variským zbytkem ve střední Evropě. Je rozčleněn do několika oblastí (moldanubická, tepelsko-barrandienská, sasko-durynská, západosudetská a moravsko-slezská) odlišných svou litologií i metamorfním vývojem (Chlupáč a kol. 2002). Je prostoupen řadou granitoidních plutonů. Nejvíce se jich nachází v moldanubické oblasti a na jejím kontaktu

s tepelsko-barrandienskou

oblastí

(středočeský

plutonický

komplex,

moldanubický pluton, třebíčský masív), méně se vyskytují v sasko-durynské (krušnohorský batolit, smrčinský pluton) a západosudetské (krkonošsko-jizerský pluton) oblasti a také v tepelsko-barrandienské oblasti (borský masív, železnohorský pluton). Výzkumem variských granitoidů a mafických a intermediálních intruzí v Českém masívu se v posledních letech zabývá celá řada českých (např. Janoušek a kol. 2000a, b; Kováříková a kol. 2007, 2010 a citace uvedené v těchto pracích) i zahraničních autorů (např. Siebel a kol. 1995; Wenzel a kol. 1997; Słaby 2002). Popisují drobná tělesa bazických až intermediálních hornin a častý výskyt MME v granitech a granodioritech podobně jako v ostatních granitoidních plutonech variské Evropy.

Krkonošský pluton Krkonošský pluton je součástí západosudetské oblasti v sasko-durynské zóně evropských variscid. Je tvořen různými litologiemi: porfyrickými biotitickými granity a stejnozrnnými granity, hybridními křemennými diority a granodiority, MME a synplutonickými i mladšími lamprofyrovýni až granodioritovými žílami (Barbarin 2005). Intruze krkonošského plutonu je datována v intervalu 330 – 310 Ma (Marheine a kol. 1999). Stejnozrnné granity nejsou kontaminovány mafickým magmatem, ale všechny ostatní granitoidy jsou ovlivněné mísením mafického (lamprofyry) a kyselého magmatu (porfyrické 17



granity; Słaby a Martin 2008). Słaby a Martin 2008 předpokládají, že zde vystupoval velký objem mafického magmatu, jelikož hybridizací je postižena většina plutonu. Toto mafické magma bylo zároveň zdrojem tepla pro inicializaci tavení kůry. Terénní vztahy mezi granity a mafickými intruzemi stejně jako gradační kontakty, ocelární struktury, nebo opláštěné živce demonstrují interakci mezi dvěma magmaty stejně jako hybridizaci. Model frakcionované krystalizace ukazuje, že složení mezi 71 – 78 % SiO2 je možné vysvětlit odebráním 25% kumulátu tvořeného plagioklasem (63%), biotitem (34%), apatitem (2%) a draselným živcem (1%; Mazur a kol. 2007). To souhlasí i s terénním pozorováním a ukazuje, že frakcionovaná krystalizace hrála významnou roli ve vývoji krkonošského plutonu. Porfyrické granity obsahují množství mikrodioritických hybridních enkláv, které jsou pozůstatkem mafického magmatu (Słaby 2002). Chemické složení MME v Harkerových grafech vykazuje zřejmé trendy odlišné od frakcionované krystalizace, což naznačuje přispění dalšího procesu, např. mísení mafického a granitického magmatu. Trendy vedou směrem ke složení lamprofyrů, které jsou považovány za pozůstatky bazického materiálu a mohou tedy představovat mafický koncový člen (Słaby a Götze 2004). K mísení zřejmě nedocházelo jen na počátku, ale jak dokazují MME a syn- i post- plutonické žíly, i v průběhu celé doby krystalizace plutonu. Chování Rb naznačuje, že krkonošský porfyrický granit pravděpodobně vznikl mísením za účasti 15 – 32% mafického kontaminantu a jeho výsledný vzhled byl dále ovlivněn frakcionovanou krystalizací (Słaby a Götze 2004). Navíc nízké iniciální poměry izotopů Sr krkonošského plutonu indikují jako zdroj krustální magma s příměsí bazického magmatu (Słaby a Götze 2004). Hodnoty εNd lamprofyrů (-2 až -1) ukazují na zdroj v obohaceném plášti (Mazur a kol. 2007). Různé variety granitů krkonošského plutonu byly datovány metodou Rb-Sr, která by měla odrážet dobu vmístění těchto těles. Starší jsou porfyrické granity a granity se šlírami (cca. 329 – 328 Ma), jemnozrnné granity ukazují stáří mladší okolo 309 Ma (Duthou a kol. 1991). Novější měření na zirkonech z porfyrických granitů z několika lokalit metodou SHRIMP ukazují podobná stáří 318 – 314 Ma (Machowiak a Armstrong 2007). Chladnutí plutonu na přibližně 300 – 350°C dokumentuje Ar-Ar stáří stanové na 320±2 Ma pro biotitický porfyrický granit a na 312±2 Ma pro muskoviticko-biotitický granit (Marheine a kol. 2002). Hodnoty εNd(320 Ma) pro jednotlivé vzorky ukazují spojité trendy a dávají nízké hodnoty pro porfyrické granity (-7 až -4), vyšší čísla pro granodioritické hybridní horniny (-4 až -3) a nejvyšší hodnoty pro lamprofyry (-2 až -1), které dokumentují pozůstatky mafického magmatu (Słaby a Martin 2005). Iniciální poměry 18

87

Sr/86Sr porfyrických granitů jsou nízké



(0,7056 – 0,7066; Pin a kol. 1988; Duthou a kol. 1991), což naznačuje primitivní zdroj krkonošských granitů. Krušnohorský batolit Krušnohorský batolit je součástí sasko-durynské zóny, která zasahuje do Českého masívu svým jihovýchodním okrajem. Jeho vznik je spojen s pozdně variským magmatismem (330 – 280 Ma, Förster a kol. 1999; Schust a Wasternack 2002). Je tvořen vápenatoalkalickými granity, které se vyvíjejí od starších I/S typů k mladším S typům (Štemprok 1986; Förster a kol. 1999; Breiter a kol. 1999), a tvoří dva následné intruzivní komplexy – starší a mladší (Štemprok 1986; Tischendorf a kol. 1987; Tischendorf a Förster 1990). Batolit je rozdělen na tři plutony (západní, střední a východní), z nichž západní představuje největší výchoz. Jeho severní část je označována jak nejdecko-eibenstocký masív a jižní část jako karlovarský pluton (Dalmer 1900; Zoubek 1951; Sattran 1961). Mafické intruze jsou na německé straně místně označovány jako redwitzity (Willman 1920). Jedná se o vápenato-alkalické horniny křemeno-dioritického až tonalitického složení, které se vyskytují jako intruze malých objemů v rámci variských granitů. Terénní pozorování a intruzivní charakter ukazují, že předcházely vzniku granitů v ucelené magmatické sérii (např. Fischer a kol. 1968; Troll 1968; Köhler a kol. 1989). Jsou obohaceny LREE oproti HREE a mají slabě pozitivní až nepatrně negativní Eu anomálii. Vykazují nekompatibilní chování LREE vůči křemíku, což může být vysvětleno frakcionací amfibolu (Siebel a kol. 1995). Vysoké hodnoty ε Nd (+1 – -4; Siebel a kol. 2003) redwitzitů naznačují primitivní zdroj magmatu. Nicméně jejich další geochemické znaky neukazují na čistý původ z plášťového zdroje. Spíše šlo o smísení tavenin odvozených z metasomatizovaného pláště a variské kůry (Siebel a kol. 1995). V pozdně variské fázi došlo při výstupu plášťového magmatu k intruzi bazických hornin pod korové horniny nebo přímo do nich. Přínos tepla vedl k natavení kůry a vzniku felsického magmatu. Později, interakce mafického a nového kyselého magmatu mohla vést ke vzniku sekundárního hybridního křemeno-dioritického magmatu. Taková tavenina je variabilní v chemismu i isotopickém složení v závislosti na stupni interakce (Siebel a kol. 1995). Omezené možnosti mechanické i chemické výměny vedou k zachování heterogenních znaků během výstupu magmatu. Takovým způsobem pravděpodobně vznikly redwitzity. Izotopické charakteristiky starších granodioritů a granitů nesou znaky plášťového zdroje blízké redwitzitům, což naznačuje účast plášťového magmatu na jejich vzniku (Siebel a kol. 1995).

19



V české části krušnohorského plutonu byla dříve během rozsáhlého prospekčního průzkumu věnována mafickým intruzím jen malá pozornost, většinou omezená jen na jejich popis (Sattran 1961; Fiala 1968; Štemprok 1986). Podrobnější studium proběhlo až v posledních letech (Jelínek a kol. 2004; Kováříková a kol. 2007, 2010). Z několika lokalit (okolí Abertam, Mariánských Lázní a drobná tělesa ve Slavkovském lese) jsou dokumentovány a podrobně studovány dioritické intruze, které nesou znaky hybridních hornin. Jejich vznik zahrnuje více vzájemně se ovlivňujících procesů. Pravděpodobně se jednalo o interakci bazického a kyselého magmatu, což bylo doprovázeno nebo mu předcházela frakcionovaná krystalizace samotného mafického magmatu nebo jednotlivých dávek smíšeného magmatu (Kováříková a kol. 2010). Podrobný popis dioritických intruzí i modelů jejich vzniku je v přiložených článcích. V krušnohorském batolitu jsou dokumentovány 3 postupné fáze granitoidních intruzí, jak dokládá datování Rb-Sr celkové horniny: okolo 326 Ma, 305 Ma a nejmladší okolo 290 Ma (Siebel a kol. 1995). Jako problematické se ukázalo určení stáří redwitzitů. Starší studie dokumentují stáří metodou Rb-Sr na celkové hornině vyšší než 400 Ma (Holl a kol. 1989; Siebel 1994). Redwitzity však nejsou postiženy variskou metamorfózou, což naznačuje jejich pozdně variskou intruzi. Terénní pozorování a intruzivní charakter těles redwitzitů naznačuje, že předcházely granitům a jsou pravděpodobně mladší než 380 Ma (Taubald 2000). Nová data přináší Siebel a kol. (2003) získaná metodou Pb-evaporace jednotlivých zrn zirkonů 324 – 322 Ma, což zařazuje redwitzity jako současníky granitoidních intruzí. V podstatě stejné stáří (326 – 322 Ma) bylo získané shodnou metodou ze zirkonů gabrodioritické intruze v české části krušnohorského batolitu u Abertam (Kováříková a kol. 2007). Na stejné lokalitě byly datovány i zirkony ze starších granitů krušnohorského batolitu, jejich stáří okolo 323 Ma je shodné se stářím mafické intruze a dokládá jejich vzájemnou současnost a možnou interakci mafického a kyselého magmatu (Kováříková a kol. 2007). Stejná metoda byla použita i pro stanovení stáří dioritických intruzí z různých lokalit ve Slavkovském lese. Výsledky získané datováním monzodioritu (323 Ma) a granodioritu (326 – 327 Ma) se velice dobře shodují se stářím mafických intruzí z ostatních částí krušnohorského batolitu (Kováříková a kol. 2010). Zároveň zde byly pokusně datovány mladší granity, které jsou na kontaktu s dioritickou intruzí. Jejich stáří se však ukázalo jako problematické vzhledem k vysokým obsahům neradiogenního olova. Přesto bylo na několika zrnech zirkonu určeno stáří okolo 321 Ma (Kováříková a kol. 2010), což odpovídá i stanovením mladších granitů z jiných lokalit (Kempe a kol. 2004; Förster a kol. 1999).

20



Stanovení izotopů Sr a Nd bylo provedeno jen v německé části batolitu. Izotopové složení Nd a Sr redwitzitů odpovídá rozmezí pro obohacený svrchní plášťεNd ( = +1 87

– -4,

Sr/86Sr = 0,706 – 0,708; Siebel a kol. 2003). Starší granity (označované německými autory

jako G1) vykazují celkem vysoké hodnoty εNd v rozmezí -3,8 až -3,1, zatímco mladší granity (G2 a G3) ukazují hodnoty nižší v rozpětí od -5,3 do -7,1 (Siebel a kol. 1995). Nejnižší hodnoty εNd mají nejmladší cínonosné granity (G4), které klesají až pod -8 (Siebel a kol. 1995). Míšeňský masív (Německo) Míšeňský masív se nachází v severní části Českého masívu v Německu. Je tvořen draslíkem bohatými (monzo)diority až monzonity, obohacenými LILE a LREE (Wenzel a kol. 1997). Chemické znaky míšeňských monzonitů ukazují plášťové charakteristiky a jsou zřejmě kontaminované kůrou, jak naznačují vysoké obsahy Th, U a Zr. Stáří monzonitických intruzí z různých lokalit bylo stanoveno metodou evaporace jednotlivých zrn

207

Pb/206Pb na čirých euhedrálních zirkonech a ukazuje rozsah mezi 340 –

355 Ma (Wenzel a kol. 1993). Průměrné stáří „hlavních granitů“ bylo stanoveno na 326 Ma (Wenzel a kol. 1993). Stejný výsledek ukazuje i metoda 40Ar/39Ar, stáří vypočtené z plató se pohybuje mezi 329 – 330 Ma (Wenzel a kol. 1997). Diority míšeňského masívu dávají vysoké hodnoty εNd (330 Ma) mezi -1,9 a -0,9 a iniciální poměry 87Sr/86Sr v rozsahu od 0,7048 do 0,7051 (Wenzel a kol. 1994), což odpovídá rozsahu pro magmatické horniny subdukčních zón (Hildreth a Moorbath 1988). Středočeský plutonický komplex Středočeský plutonický komplex je součástí moldanubické oblasti. Jeho složité opakované intruze pronikaly podél středočeského švu, který odděluje Barrandien od moldanubika. Tvoří ho čtyři hlavní suity: sázavská, blatenská, Čertovo břemeno a říčanská. Na jednotlivých intruzích je možné sledovat celou řadu příkladů mísení magmatu (Holub 1997; Holub a kol. 1997b; Janoušek a kol. 1995, 2000a, b), které v doprovodu dalších petrogenetických procesů, hrálo významnou roli při vzniku komplexu. Severní část reprezentuje sázavská suita, která je tvořena tonality a křemennými diority v asociaci s bazičtějšími tělesy (amfibolická gabra, gabrodiority, diority a tonality). Sázavská suita je pozdně syn-tektonická (354,1 ± 3,5 Ma, Janoušek a kol. 2004). Lineární trendy v binárních diagramech mohou být vysvětleny frakcionovanou krystalizací s několika odchylkami ukazujícími na kumulování amfibolů nebo plagioklasů (Janoušek a kol. 1995). 21



Kozárovická intruze (blatenská suita) je tvořena biotit-amfibolickým až amfibolbiotitickým granodioritem v asociaci s drobnými tělesy monzonitů, melamonzonitů a monzogaber. Geochemické studie granodioritů a MME ukazují na významnou hybridizaci mezi granodiority a bazičtějšími horninami, nebo asimilaci okolních metasedimentárních hornin (Janoušek a kol. 2000a). Kyselé a bazické magma vystupovala společně v částečně tekutém stavu a reagovala spolu (Janoušek a kol. 1997). Rychleji tuhnoucí monzonitické magma bylo rozloženo relativně mobilním mafickým magmatem, což vysvětluje zonálnost plagioklasů, které jsou předávány mezi dvěma systémy (Janoušek a kol. 2000a). Takové recyklování plagioklasu bylo popsáno i v dalších vápenato-alkalických horninách po celém světě (např. Barbarin 1990; Blundy a Schimizu 1991; Tepley a kol. 1999). Izotopická data Sr a Nd ukazují na možnou kontaminaci mafického magmatu korovým materiálem (Janoušek a kol. 1995). Numerické modelování (Janoušek a kol. 2000a) ukazuje, že mísení magmatu pravděpodobně nebylo hlavním procesem při vzniku kozárovického granodioritu. Větší význam měla zřejmě asimilace a frakcionovaná krystalizace – amfibol > plagioklas + draselný živec > biotit – a s přídavkem typické moldanubické pararuly jako kontaminantu. Geologická pozorování nasvědčují, že středočeský plutonický komplex intrudoval během svrchního devonu až spodního karbonu (Janoušek a kol. 1995; Holub a kol. 1997b). To je podporováno stanovením Pb-Pb metodou evaporace zirkonů pro jednotlivé suity, která dává stáří mezi 351 – 343 Ma (Holub a kol. 1997a). Stejná stáří poskytuje i U-Pb datování zirkonů z blatenské suity (Dörr a kol. 1998). Dobu chladnutí plutonu ukazuje stanovení Ar-Ar metodou mezi 342 – 336 Ma (Matte a kol. 1990; Dörr a kol. 1998). Janoušek a kol. (2004) sestavili diskordii pro sázavský amfibol-biotitický tonalit, jejíž spodní průsečík 354 ± 3,5 Ma interpretují jako stáří krystalizace zirkonů. Terénní pozorování ale i geochemická a izotopická data naznačují původ hornin středočeského plutonického komplexu v mísení tavenin z obohaceného pláště εNd ( ~

-3)

s kyselými korovými magmaty (Holub a kol. 1997a; Janoušek a kol. 2000, 2007). Tonality sázavské intruze mají izotopické složení Sr-Nd blízké průměrnému složení Země, ukazují nízké hodnoty (87Sr/86Sr)350 > 0,705 a vysoké hodnoty εNd 350 0,5 – 1,9 (Janoušek a kol. 1995; Sokol a kol. 2000). Mladší intruze (Říčany a Čertovo břemeno) jsou posunuty směrem k více radiogennímu Sr a méně radiogennímu Nd ((87Sr/86Sr)350 = 0,705 – 0,712, εNd350 = +0,4 až 8,7; Janoušek a kol. 1995).

22



Rastenbergský pluton (Rakousko) Rastenbergský pluton se nachází na východním okraji moldanubického plutonu v rakouské části Českého masívu. Jeho stáří je cca. 330 Ma (Klötzli a Parrish 1996). Granitoidy jsou nabohaceny nekompatibilními prvky, čímž se podobají draslíkem bohatým vápenato-alkalickýcm lamprofyrům (Gerdes a kol. 2000). Chemická a isotopická data ukazují, že pod variským orogenem pravděpodobně existoval metasomaticky obohacený heterogenní subkontinentální litosférický plášť, z kterého pravděpodobně pochází mafické rodičovské magma hornin rastengergského plutonu (Gerdes a kol. 2000). Izotopická data pro horniny rastenbergského plutonu spolu dobře korelují, nicméně ukazují nezvyklé trendy. Mafické ultradraselné vzorky mají více radiogenní charakteristiky a vyšší poměry Rb/Sr a Sm/Nd než vzorky felsické (Gerdes a kol. 2000). Více vyvinuté izotopické složení mají křemenné diorityεNd (

330

= -4,2,

87

Sr/86Sr330 = 0,706 – 0,707) ve

srovnání s granodiority (εNd330 = -5, 87Sr/86Sr330 = 0,708; Gerdes a kol. 2000). 2.4.5. Sichevita a Poniusca (getický příkrov, Rumunsko) V Rumunsku intrudovaly variské granitoidy do metamorfovaného základu pozdějšího getického příkrovu, který se formoval v křídě během alpínské orogeneze (Iancu a kol. 2005). Duchesne a kol. (2008) popisují dva pozdně variské (U-Pb metoda na zirkonech ~ 311 Ma) granitoidní plutony (Sichevita a Poniusca) obdobného složení, které jsou tvořeny amfibolbiotitickými diority a biotitickými porfyrickými granity. Kontakty obou typů hornin jsou ostré, což naznačuje jejich současnou intruzi. Oba typy hornin obsahují MME a šlíry diorititckého složení, což může ukazovat, že mísení magmatu hrálo významnou roli při vzniku hornin intermediálního složení (Duchesne a kol. 2008). Izotopické složení vyčleňuje dvě skupiny dioritů: první má více primitivní charakterεNd (

(311 Ma)

= 0 až -1), druhá má nižší hodnoty

εNd(311 Ma) (-4 až -5,5) a vyšší iniciální poměry 87Sr/86Sr, což naznačuje větší přínos korového materiálu. Podobně je možné rozdělit do dvou skupin i granity – s vyšším podílem korového nebo plášťového zdroje (Duchesne a kol. 2008). 2.4.6. Korsicko-sardinský batolit Podobná situace je popsána i z korsicko-sardinského variského krystalinika (Orsini 1976). Na Korsice jsou draslíkem bohaté mafické horniny v asociaci s granity označovány jako vaugnerity, jejichž zdrojem je pravděpodobně lamprofyrové magma (Ferré a Leake 2001). Jejich stáří, stanovené metodou U-Pb na zirkonech, je 337 ± 2 Ma (Ménot a kol. 1996). Iniciální poměry Sr izotopů se u vaugneritů pohybují mezi 0,704 a 0,706, okolní granity mají 23



tyto hodnoty nepatrně vyšší 0,705 až 0,707 (Rossi a Cocherie 1991). Vaugnerity ale nekorelují s isochronou pro granity bohaté draslíkem, Cocherie a kol. (1994) se proto domnívají, že nedošlo k homogenizaci izotopů i přesto, že terénní pozorování naznačují mísení mafického a felsického magmatu. Hodnoty εNd vaugneritů vykazují relativně velký rozptyl od -4 do +1, čímž odpovídají ostatním variským mafickým horninám. Ze Sardinie jsou popsány převážně granity krustálního původu. Zároveň s granity je na povrchu odkrytý gabroidní komplex, který na kontaktu s okolními granity vykazuje známky mechanického smísení. Navíc se zde vyskytuje celá řada hybridních hornin, které mají znaky mísení magmatu – homogenní tonality až heterogenní, mechanicky smísené, granity s hojnými mafickými enklávami, které odpovídají gabrodioritům a tonalitům (Poli a Tommasini 1999).

24


Kapitola 8. Vznik a vývoj intruzí

Kapitola 7.

Geochemické srovnání intruzí

7.1. Hlavní prvky Dioritické intruze ve variské Evropě zahrnují horniny od mafických až k intermediálním a společně s granity tvoří vývojovou řadu od primitivních gaber až po nejvíce vyvinuté granity. Obsahy hlavních prvků jsou ve stejných typech hornin podobné ve všech oblastech (Tab. 1). Nejbazičtější jsou 3 vzorky z míšeňského masívu (41 – 46 hm. % SiO2) označené autory jeko diority (Wenzel a kol. 1997), dále variská gabra (48 – 50 hm. % SiO2) ve španělském centrálním masívu a gabrodiority (49 – 52 hm. % SiO2) z Abertam v Krušných horách. Naopak k nejvíce vyvinutým patří granodiority (62 – 68 hm. % SiO2). MME, které se vyskytují převážně v granodioritech, mají obdobná složení jako dioritické intruze. Navíc mohly v různé míře ekvilibrovat s hostující horninou, čímž vykazují v chemickém složení větší rozptyl. MME s vyššími obsahy SiO2 jsou popisované z Ibérie (Galán a kol. 1996; Pascual a kol. 2008), naopak bazičtější byly studovány v německém Oberkirchském plutonu ve Schwarzwaldu (Altherr a kol. 1999). V Harkerových diagramech (Obr. 2) jsou patrné negativní korelace SiO2 s celkovým Fe2O3, MgO, CaO a TiO2 a pozitivní s Na2O a K2O. Zajímavá je inflexe trendu okolo 54 – 56 hm. % SiO2, která je nejvíce patrná u titanu a vápníku. Směrem od granitů k monzodioritů roste obsah TiO2 společně s klesajícím SiO2. Přibližně u 56 hm. % SiO2 se trend otáčí a nadále u dioritů, gabrodioritů a gaber množství titanu klesá zároveň se snižujícím se křemíkem. Podobnou, ale méně výraznou změnu trendu, můžeme sledovat i u hořčíku, vápníku a sodíku. Takováto inflexe v Harkerových grafech může znamenat změnu ve frakcionované krystalizaci, např. ukončení krystalizace titanitu nebo ilmenitu nebo změna krystalizace z amfibolu na pyroxen. Hodnoty v grafu K2O mají velký rozptyl a ukazují výskyt hornin s nízkým i vysokým obsahem draslíku bez výrazné závislosti na obsahu SiO2.

77



Tab. 1. Chemické analýzy hlavních a některých stopových prvků vybraných zástupců dioritických intruzí z Ibérie, francouzského Centrálního masívu, Schwarzwaldu a Českého masívu. grd - granodiorit, Q dr křemenný diorit, dr - diorit, MME - mafické mikrogranulární enklávy, redw - redwitzit, gbd - gabrodiorit, gb – gabro; 1 - Fernández-Suárez 2011, Pascual a kol. 2008, Orejana a kol. 2009, 2 - Altherr a kol. 1999, 3 - Shaw a kol. 1993, 4 - Janoušek a kol. 2000a, b, 2004, Siebel 1993, Słaby a Götze 2004, Kováříková a kol. 2007, 2010. Ibérie1 hm. %

grd

grd

grd

Q dr

Q dr

Q dr

MME

MME

MME

gb

gb

gb

SiO2

65,74

67,50

66,60

54,34

53,14

55,87

63,40

55,70

60,90

49,99

48,01

48,30

TiO2

0,91

0,54

0,55

0,71

1,18

0,64

0,83

1,13

1,13

1,15

0,81

0,82

Al2O3

15,77

15,80

15,70

17,83

16,92

18,72

16,60

15,70

16,90

15,15

15,68

15,90

(Fe2O3)t

3,64

3,08

3,11

7,17

8,63

6,95

4,83

9,12

5,79

10,96

10,21

9,79

MnO

0,07

0,06

0,06

0,11

0,12

0,09

0,09

0,16

0,09

0,13

0,13

0,13

MgO

1,33

1,89

1,93

6,25

6,67

5,78

2,97

6,10

3,57

10,74

13,42

12,45

CaO

2,18

2,65

2,87

8,37

6,98

6,24

4,69

2,53

3,82

6,24

7,42

8,05

Na2O

3,09

3,82

3,79

2,46

3,06

2,35

4,04

2,91

3,77

2,67

2,41

2,36

K2O

5,32

3,84

3,70

1,36

2,00

2,00

2,13

4,54

2,90

1,53

0,87

0,73

P 2 O5

0,47

0,19

0,21

0,11

0,27

0,14

0,21

0,25

0,31

0,25

0,10

0,13

Rb

269

184

170

48

65

85

136

375

246

53

27

23

Sr

251

444

471

202

364

344

422

219

446

363

301

301

Ba

ppm

1125

650

580

234

331

368

354

376

461

359

165

151

Y

23

16

14

23

24

16

18

21

16

26

19

20

Zr

326

148

159

83

119

118

158

205

206

102

125

85

Nb

24,65

14,00

16,00

5,30

11,70

7,20

16,00

25,00

18,00

10,50

5,70

4,60

Hf

7,22

4,20

4,70

2,70

3,50

3,40

4,00

6,00

6,00

3,30

3,30

2,60

Th

42,10

16,00

19,00

3,00

5,40

11,10

12,00

7,70

11,00

4,50

3,30

2,50

La

81,54

35,50

47,20

14,70

23,50

31,00

36,30

14,70

41,90

20,40

13,60

12,40

Ce

169,04

62,80

80,20

31,00

50,80

62,50

70,20

30,10

71,20

46,60

30,20

27,30

Nd

77,39

27,90

34,40

16,90

23,00

27,00

31,60

21,00

35,20

24,80

13,60

14,40

Sm

12,08

6,00

5,90

3,60

4,71

4,81

5,60

5,60

6,70

5,39

3,21

3,40

Eu

1,58

1,45

1,10

1,03

1,27

1,57

1,29

0,68

1,10

1,32

1,02

1,14

Gd

8,17

4,10

4,00

3,81

4,78

3,57

4,40

5,50

5,20

5,12

3,36

3,70

Tb

41,18

0,60

0,50

0,61

0,74

0,54

0,60

0,80

0,60

0,79

0,49

0,62

Ho

0,92

0,61

0,56

0,71

0,80

0,47

0,67

0,94

0,49

0,90

0,61

0,68

Tm

0,33

0,30

0,10

0,33

0,34

0,23

0,30

0,30

0,20

0,34

0,28

0,28

Yb

1,94

2,40

1,20

2,02

1,99

1,40

1,30

1,60

1,00

2,16

1,67

1,57

Lu

0,29

0,32

0,05

0,33

0,36

0,25

0,18

0,21

0,06

0,33

0,33

0,27

78


Kapitola 8. Vznik a vývoj intruzí Tab. 1. pokračování Schwarzwald2

Fr. Centrální masív3

hm. %

grd

grd

dr

MME

MME

MME

Q dr

Q dr

Q dr

Q dr

SiO2

67,25

65,90

55,14

50,81

53,42

52,94

53,20

55,91

57,90

58,48

TiO2

0,67

0,70

1,48

0,88

1,19

2,13

1,11

0,90

1,01

0,90

Al2O3

15,18

15,13

17,04

17,25

17,26

16,34

18,76

18,08

18,02

17,68

(Fe2O3)t

4,61

5,25

8,31

10,75

9,30

10,23

8,85

7,35

7,54

7,29

MnO

0,06

0,06

0,12

0,17

0,14

0,15

0,18

0,14

0,15

0,15

MgO

1,76

1,89

4,61

8,24

6,27

4,40

4,08

3,84

3,22

3,68

CaO

1,75

1,86

6,07

5,90

6,90

5,90

7,89

6,46

6,50

6,28

Na2O

3,29

3,11

3,21

2,90

2,98

3,33

3,94

3,81

3,50

3,70

K2O

3,96

4,35

1,84

1,50

1,62

3,14

1,22

2,91

1,72

1,99

P 2 O5

0,23

0,24

0,33

0,11

0,16

0,33

0,29

0,35

0,20

0,20

Rb

229

217

71

79

68

136

29

70

49

59

Sr

132

259

388

285

345

401

707

1016

405

435

Ba

343

450

854

317

363

782

Y

23

24

31

21

27

29

30

27

35

33

Zr

189

191

238

99

116

171

167

139

179

174

11,00

10,00

7,00

5,00

4,00

7,00

ppm

Nb Hf

4,38

5,71

5,84

2,11

2,96

5,64

Th

17,50

20,30

12,90

4,20

4,60

11,40

La

43,20

52,40

48,20

19,90

26,80

45,10

Ce

76,80

96,10

89,10

37,90

48,50

89,20

Nd

35,80

42,20

42,80

18,70

22,40

44,30

Sm

6,68

7,40

8,01

3,97

5,02

8,88

Eu

0,76

1,11

1,85

1,35

1,82

2,19

Gd

4,60

5,70

6,80

4,20

5,40

7,40

Tb

0,74

0,84

0,96

0,66

0,85

1,10

Ho

0,84

1,12

0,84

1,16

1,19

Tm

0,37

0,42

0,43

0,32

0,47

0,47

Yb

2,15

2,35

2,88

2,05

3,00

3,16

Lu

0,31

0,34

0,41

0,30

0,42

0,48

79


Kapitola 8. Vznik a vývoj intruzí Tab. 1. pokračování Český masív4 hm. %

grd

SiO2

63,16 62,59 64,60 52,56 50,72 52,48 55,48 57,41 62,13

TiO2 Al2O3

0,79

grd 0,67

grd 0,57

Q dr 1,26

Q dr 0,83

16,33 15,66 14,99 17,05 17,57

Q dr 0,86

MME MME MME 0,81

1,52

redw 53,60

redw 56,36

1,07

1,31

1,24

9,60 17,26 15,21 15,30

15,21

15,12

redw

gbd

gbd

gbd

58,02 50,16 49,63 51,72 1,68

0,71

0,76

0,67

17,62 19,28 13,34 14,17

(Fe2O3)t

4,75

5,43

4,37

8,23 10,69

8,59

8,92

8,58

6,00

8,87

7,75

6,40

8,96

9,54

9,59

MnO

0,07

0,09

0,08

0,13

0,24

0,16

0,22

0,16

0,10

0,14

0,12

0,10

0,15

0,17

0,16

MgO

2,64

2,72

2,37

6,23

5,18 15,00

3,19

3,14

2,48

6,75

6,85

2,14

5,20

8,59

7,47

CaO

3,62

4,54

3,44

7,48

9,92

8,12

7,65

4,86

3,85

6,28

5,17

5,06

9,30 14,64 11,44

Na2O

3,36

2,97

3,12

2,91

2,83

1,08

2,66

3,80

3,46

1,69

2,38

4,08

2,54

1,67

1,97

K2O

3,57

3,77

4,34

2,16

1,60

1,46

1,45

3,04

3,43

3,12

3,19

3,18

1,50

1,07

1,38

P 2 O5

0,29

0,24

0,21

0,27

0,19

0,18

0,25

0,29

0,31

1,07

0,48

0,86

0,17

0,10

0,14

Rb

185

136

173

78

56

119

44

142

173

138

134

156

40

21

28

Sr

413

409

385

377

472

202

547

253

246

419

635

905

618

352

412

Ba

1204

1289

1154

887

388

480

1164

485

643

2140

1818

2795

583

367

Y

188

15

23

56

33

25

28

29

12

Zr

12

64

58

199

280

99

97

93

65

14,00 14,50

18,11

16,82

16,41

ppm

Nb Hf

3,80

24 218

76

56

13,00 11,00 19,00

5,00

6,10

211 7,20

Th

3,50

2,50

3,30

16,00

8,79

6,57

8,79

24,20

19,40

23,30

23 76

61

La

55,20 34,80 32,70 41,00 21,70 21,20 29,86 22,50

98,95

48,91

72,40 16,27

15,37

Ce

111,10 68,30 58,40 85,00 71,80 43,10 58,43 51,50

215,85

117,99

172,97 36,96

32,73

Nd

42,50 29,40 24,90 29,00 29,70 21,20 29,49 24,50

104,25

57,60

81,83 18,25

28,98

17,28

10,81

14,26

3,05

4,42

Sm

7,20

6,00

4,90

5,60

6,20

4,27

5,68

Eu

1,70

1,60

1,30

1,27

1,50

1,17

1,56

3,55

1,97

3,08

1,07

1,45

Gd

5,90

5,30

4,30

6,10

6,10

2,53

5,64

9,54

6,59

8,19

4,05

5,09

Tb

0,70

0,80

0,60

0,66

0,90

0,54

1,33

1,05

1,20

Ho

0,50

0,70

0,60

0,70

1,00

0,61

0,81

1,25

1,10

1,18

Tm

0,20

0,30

0,20

0,30

0,40

0,23

2,40

0,45

0,42

0,44

1,11

3,15

Yb

1,20

2,00

1,60

2,30

2,90

1,53

2,57

2,83

2,66

2,84

1,57

2,11

Lu

0,20

0,30

0,30

0,34

0,40

0,23

0,34

0,41

0,39

0,42

0,20

0,31

5,50

80

0,95



Obr. 2a. Harkrovy diagramy pro dioritické intruze evropských variscid. Body v grafech představují jednotlivé vzorky rozlišené podle místa výskytu, linie označují přibližný rozsah horninových typů. 1 – Wenzel a kol. 1997, 2 – Słaby a Götze 2004, 3 – Janoušek a kol. 2000a, b, 2004, 4 – Galán a kol. 1996; Dias a kol. 2002; LópezMoro a López Plaza 2004; Pascual a kol. 2008; Orejana a kol. 2009; Villaseca a kol. 2009; Fernández-Suárez 2011, 5 – Shaw a kol. 2003, 6 – Altherr a kol. 1999, 7 – Duchesne a kol. 2008.

81



Obr. 2b. Harkrovy diagramy pro dioritické intruze evropských variscid. Body v grafech představují jednotlivé vzorky rozlišené podle místa výskytu, linie označují přibližný rozsah horninových typů. Popis symbolů viz Obr. 2a.

82



7.2. Stopové prvky a prvky vzácných zemin (REE) Na obrázcích 3 (Iberský poloostrov) a 5 (Český masív) jsou vykresleny grafy stopových prvků normalizované k primitivnímu plášti (Hofmann 1988). Obrázky 4 (Iberský poloostrov) a 6 (Český masív) znázorňují distribuci prvků vzácných zemin normalizovaných k chondritu (Taylor a McLennan 1985).

7.2.1. Iberský poloostrov Centrální iberská zóna K nejprimitivnějším horninám centrální iberské zóny patří variská gabra (Orejana a kol. 2009). Oproti kyselejším vzorkům ze stejné oblasti mají vyšší obsahy Ti a nižší obsahy litofilních prvků, vykazují negativní anomálii Nb (Obr. 3a, b). Mají plochou distribuci prvků vzácných zemin ((La/Yb)N = 4,6 – 7,2), lehké jen nepatrně převažují nad těžkými (Obr. 4a, b). V centrální iberské zóně to jsou jediné horniny, které mají pozitivní anomálii Eu a zároveň Sr, což značí akumulaci plagioklasu (Orejana a kol. 2009). Naopak křemenné diority centrální iberské zóny mají vysoké Rb a Ba. Ve srovnání s jinými křemennými diority Iberského poloostrova mají nižší Sr. Vykazují negativní anomálie Nb, Sr a Ti a střední až nízké obsahy HFSE (Zr, Nb, Y). Distribuce REE ukazuje střední frakcionaci ((La/Yb)N = 7,9 – 11,7), Eu anomálie je negativní a značí frakcionaci plagioklasu, která je v souladu s nízkými obsahy Sr v horninách (Villaseca a kol. 2009).

Astursko-leonská zóna Bazické horniny astursko-leonské zóny mají nízké obsahy tranzitních kovů (Cr, Ni, Co), ale zvýšené obsahy nekompatibilních prvků. Mají negativní anomálie Ba, Nb a Ti a zároveň negativní anomálie Sr a Eu, což je u takto bazických hornin spíše výjimečné (Obr. 3c). Mají velmi plochou distribuci REE ((La/Yb)N = 2,0 – 4,4). Intermediální vzorky mají oproti bazickým vyšší LILE, HFSE i REE, ale mají nižší obsahy tranzitních kompatibilních kovů. Mají více frakcionovaný model REE ((La/Yb)N = 4,8 – 5,4) a negativní Eu anomálie (Obr. 4c). Tonality ze stejné oblasti mají oproti bazickým vzorkům nízký Ti, ale vyšší P, Ba, Th a Pb. Mají podobné celkové množství REE, ale více frakcionovanou distribuci ((La/Yb)N = 5,2 – 8,4), Eu anomálii mají slabě negativní nebo mírně pozitivní. MME mají složení mezi mafickými horninami a hostujícími tonality. Mají nejvyšší obsahy REE, jsou obohacené těžkými vzácnými zeminami a Y (Galán a kol. 1996).

83



Obr. 3. Grafy stopových prvků normalizovaných k primitivnímu plášti (Hofmann 1988) pro vzorky z různých oblastí Iberského poloostrova: a) centrální iberská zóna: 1 – Dias a kol. 2002, 2 – López-Moro a López Plaza 2004, 3 – Orejana a kol. 2009; b) batolit Los Pedroches, centrální iberská zóna: 4 – Pascual a kol. 2008; c) astursko-leonská zóna: 5 – Galán a kol. 1996. * prvek nebyl analyzován.

Obr. 4. Distribuce prvků vzácných zemin normalizovaných k chondritu (Taylor a McLennan 1985) pro vzorky z různých oblastí Iberského poloostrova: a) centrální iberská zóna: 1 – Dias a kol. 2002, 2 – López-Moro a López Plaza 2004, 3 – Orejana a kol. 2009; b) batolit Los Pedroches, centrální iberská zóna: 4 – Pascual a kol. 2008; c) astursko-leonská zóna: 5 – Galán a kol. 1996. * prvek nebyl analyzován.

84



7.2.2. Český masív Míšeňský masív Dioritické intruze v Českém masívu mají podobné charakteristiky z hlediska stopových prvků jako mafická a intermediální tělesa v ostatních evropských variscidách. Ve srovnání s primitivním pláštěm jsou diority a monzonity míšeňského masívu silně obohaceny LILE a LREE ((La/Yb)N = 24,5 – 41,5), jsou relativně ochuzeny Nb a Ti (Obr. 5a). Obohacení LREE zřejmě bylo původním znakem rodičovského magmatu dioritů (Wenzel a kol. 1997). Diority jsou dále ochuzeny Th, U a Zr, naopak míšeňské monzonity mají vyšší obsahy těchto prvků, což bylo zřejmě způsobeno kontaminací korovým materiálem v malých hloubkách (Wenzel a kol. 1997). Středočeský plutonický komplex Ve středočeském plutonickém komplexu mají nejnižší obsahy K, Rb, Ba, Zr a celkový obsah REE horniny sázavské suity, ale mají vyšší obsahy Sr. Charakteristický je také nízký obsah HFSE, kromě Y (Obr. 5b). Takové ochuzení je považováno za typické pro subdukční prostředí (např. Pearce a kol. 1984; Saunders a kol. 1991). Zároveň mají nízké obsahy tranzitních kovů, především Cr a Ni, což může být výsledkem frakcionace (Janoušek a kol. 2000a). Horniny sázavské suity mají mírně obohacené lehké vzácné zeminy ((La/Yb)N = 3,9 – 12,0), sázavské tonality mají negativní Eu anomálii, zatímco požárský trondhjemit má Eu anomálii slabě pozitivní jako jediný ve středočeském plutonickém komplexu (Obr. 6a; Janoušek a kol. 2004). Spolu s horninami blatenské suity mají nižší obsahy Cs než horniny Čertova břemena a říčanské suity. Granodiority a monzonity blatenské suity mají vyšší obsahy HFSE (Obr. 5c), mají strmější distribuci REE ((La/Yb)N = 8,7 – 31) a negativní Eu anomálii (Obr. 6b). Nejvyšší obsahy HFSE mají horniny Čertova břemena, ale obsahy Y jsou podobné ostatním suitám (Obr. 4d). Dále mají horniny Čertova břemena vysoké obsahy Cr a Ni, ale nízký obsah Co. Mají nejvyšší celkové množství REE a zároveň nejstrmější model jejich distribuce ((La/Yb)N = 14,3 – 38,8; Obr. 6c). Eu anomálii vykazují negativní. Horniny říčanské suity mají velmi nízké obsahy Y, tranzitních kovů i celkové REE. Lehké vzácné zeminy výrazně převažují nad těžkými, Eu anomálie je negativní.

85



Obr. 5. Grafy stopových prvků normalizovaných k primitivnímu plášti (Hofmann 1988) pro vzorky z různých oblastí Českého masívu: a) míšeňský masív: 1 – Wenzel a kol. 1997; b) středočeský plutonický komplex (SPK), sázavská suita: 2 – Janoušek a kol. 2000 b, 3 – Janoušek a kol. 2004; c) SPK, blatenská suita; d) SPK, Čertovo břemeno; e) krušnohorský batolit (KHB), německá část: 4 – Siebel a kol. 1995; f) KHB, Slavkovský les; g) KHB, Abertamy; h) KHB, okolí Mariánských Lázní. * prvek nebyl analyzován.

86



Obr. 6. Distribuce prvků vzácných zemin normalizovaných k chondritu (Taylor a McLennan 1985) pro vzorky z různých oblastí Českého masívu: a) středočeský plutonický komplex (SPK), sázavská suita: 1 – Janoušek a kol. 2000 b, 2 – Janoušek a kol. 2004; b) SPK, blatenská suita; c) SPK, Čertovo břemeno; d) krušnohorský batolit (KHB), německá část: 3 – Siebel a kol. 1995; e) KHB, Slavkovský les; f) KHB, Abertamy; g) KHB, okolí Mariánských Lázní. * prvek nebyl analyzován.

87



Rastenburgský pluton Křemenné monzodiority rastenburgského plutonu mají vysoké obsahy lehkých vzácných zemin a mají negativní Eu anomálii. Ve srovnání s MME, které se v nich vyskytují, mají nižší obsahy K, Rb a Zr a vyšší obsahy Ca, Na a Sr. MME jsou bohaté nekompatibilními prvky (LREE, Rb, Th, U) a zároveň prvky kompatibilními (Cr). Jejich nabohacení nekompatibilními prvky je podobné draslíkem bohatým vápenato-alkalickýcm lamprofyrům (Gerdes a kol. 2000). Granodiority rastenburgského plutonu mají vysoké obsahy Sr a Ba, ale nízké obsahy K a Rb. Mají velmi frakcionovaný model REE ((La/Yb)N = 35 – 46) a nevykazují Eu anomálii. Poměr La/Yb roste spolu s rostoucím SiO2, protože obsahy těžkých vzácných zemin klesají rychleji než lehké vzácné zeminy. Pouze prvky kompatibilní v živci (Sr, Al, Pb a Na) a Eu pozitivně korelují s SiO2, ostatní prvky korelují negativně (Gerdes a kol. 2000).

Krušnohorský batolit Redwitzity německé části krušnohorského batolitu mají negativní anomálie Nb, podobně jako jiné mafické a intermediální intruze, ve srovnání se stejnými horninami však mají vyšší obsahy Ti (Obr. 4e). Lehké vzácné zeminy charakteristicky převládají nad těžkými ((La/Yb)N = 8 – 25), Eu anomálie jsou slabě pozitivní až středně negativní (Obr. 6d; Siebel a kol. 1995). Zajímavostí je výrazná pozitivní anomálie Gd, která se ještě objevuje u hornin Čertova břemena a blatenské suity, zatímco u dioritických intruzí Slavkovského lesa je tato anomálie negativní. Dioritické intruze v české části krušnohorského batolitu si jsou podobné obsahy stopových prvků i distribucí REE. Jsou obohacené nekompatibilními prvky (Rb, Ba, Cs a Th), nejvyšší obsahy mají diority a granodiority Slavkovského lesa (Obr. 4f). Zároveň jsou výrazně ochuzené Nb a mírně Sr a Ti, nejnižší obsahy těchto prvků mají gabrodiority a gabronority z Abertam (Obr. 4g). Dioritické intruze z okolí Mariánských Lázní ukazují velký rozptyl v obsazích stopových prvků, ale základní rysy jsou shodné s ostatními oblastmi (Obr. 4h). Distribuce REE je u intruzí z Mariánských Lázní, Slavkovského lesa a Abertam stejná a ukazuje střední frakcionaci ((La/Yb)N = 9 – 23; Obr. 6e, f, g). Odlišnosti jsou pouze u chování Eu: gabronority z Abertam a bazičtěšjší vzorky z Mariánských Lázní mají pozitivní anomálii Eu, zatímco abertamské gabrodiority a kyselejší vzorky z Mariánských Lázní mají Eu anomálii negativní. Horniny Slavkovského lesa mají Eu anomálii neznatelnou nebo je jen mírně negativní. 88



7.2.3. Ostatní výskyty bazických a intermediálních intruzí v Evropě Francouzský Centrální masív Diority až granodiority francouzského Centrálního masívu mají podobné geochemické charakteristiky jako stejné horniny Iberského poloostrova. Mají negativní anomálie Nb, Ti, P a Th, jejich distribuce REE vykazuje malou frakcionaci ((La/Yb)N = 3,7 – 5,5). Eu anomálie není příliš výrazná a je mírně negativní (Shaw a kol. 1993). Korsicko-sardinský batolit Dioritické intruze korsicko-sardinského batolitu vykazují pokles celkového obsahu REE a LILE, především Sr a Ba, zároveň s rostoucím obsahem SiO2 (Ferré a Leake 2001). Naopak množství Rb zůstává konstantní bez závislosti na obsahu křemíku. Lehké vzácné zeminy výrazně převažují nad těžkými ((La/Yb)N = 20 – 60), Eu anomálie je neznatelná. Na Sardinii jsou rozlišeny dva typy MME – gabrodioritické a tonalitické. Gabrodioritické MME mají oproti tonalitickým vyšší obsahy LILE a HFSE, zároveň mají vyšší obsahy těžkých vzácných zemin. Obě skupiny MME vykazují negativní Eu anomálii (Poli a Tommassini 1999). Oberkirchský pluton (Schwarzwald, Německo) MME z granodioritů Oberkirchského plutonu ve Schwarzwaldu mají středně frakcionovaný model REE ((La/Yb)N = 6,0 – 9,6) a mají neznatelnou nebo mírně pozitivní Eu anomálii. Oproti tomu u dioritů a granodioritů stoupá množství lehkých vzácných zemin ((La/Yb)N = 11,3 – 17,8), zatímco obsah Eu klesá a tyto horniny vykazují negativní Eu anomálie (Altherr a kol. 1999). Sichevita a Poniusca (getický příkrov, Rumunsko) Variské granitoidy v getickém příkrovu (plutony Sichevita a Poniasca) v Rumunsku se vyznačují velkým rozptylem stopových prvků bez výrazné závislosti na obsahu SiO2. Diority z plutonu Poniasca mají vyšší obsahy Cr a Ba než diority z plutonu Sichevita, zároveň mají vyšší obsahy lehkých vzácných zemin (Duchesne a kol. 2008). Bazičtější vzorky z této oblasti mají ploší rozložení REE ((La/Yb)N = 2,5 – 8,5) a slabé pozitivní Eu anomálie, zatímco kyselejší vzorky mají více frakcionované modely REE ((La/Yb)N = 16,3 – 42,0) a negativní Eu anomálie.

89



Kapitola 8.

Vznik a vývoj bazických a intermediálních intruzí

Vznik a vývoj mafických intruzí v granitoidních plutonech po celé variské Evropě zahrnuje složitý a komplexní soubor vzájemně se ovlivňujících procesů. Přestože jsou tyto horniny v poslední době intenzívně studovány, jejich původ není stále jednoznačně objasněn. Petrologické, geochemické i izotopické znaky těchto hornin naznačují komplikovanost jejich petrogeneze. Obecně je přijímáno, že se jedná o hybridní horniny, a že se na jejich vzniku podílelo bazické i kyselé magma. Bazická magmata jsou však ve variscidách relativně vzácná a vyskytují se jen v malých objemech (Hegner a kol. 1998; Neubauer a kol. 2003; Barbarin 2005; Orejana a kol. 2009). Tím nastává problém s určením složení bazického zdrojového magmatu a naskytuje se otázka, zda byl přínos bazického magmatu do zemské kůry dostatečný pro vznik hybridních hornin. Inverzním výpočtem z rovnice mísení je možné získat teoretické složení koncového mafického magmatu. V tabulce 2 je uvedeno průměrné teoretické složení mafického členu, které bylo vypočteno z průměrného složení granitů krušnohorského batolitu a celkem z 94 vzorků dioritických intruzí ze stejné oblasti. Pro výpočet bylo použito různého procentuálního zastoupení kyselého magmatu podle bazicity hybridních hornin: 15 % pro gabrodiority, 25 – 35 % pro diority a křemenné diority a 50 % pro granodiority. Teoretická bazická hornina, která se podílela na vzniku mafických hybridních intruzí, by měla mít přibližně okolo 45 hm. % SiO2, do 2 hm. % TiO2, cca. 17 hm. % Al2O3, okolo 12,5 hm. % celkového FeO, přibližně 8 hm. % MgO i CaO, přes 3 hm. % Na2O a přibližně 2 hm. % K2O. Zároveň má tato hornina relativně vysoké obsahy litofilních prvků, což je charakteristické pro magmata derivovaná z obohaceného pláště. Nabohacení LILE a LREE může být vysvětleno obohacením plášťových domén nekompatibilními prvky metasomatózou nebo vniknutím sedimentů během subdukčních procesů. Vhodnými kandidáty mohou být například lamprofyry (Duthou a kol. 1991), které se vyskytují společně s variskými granitoidy v oblasti krkonošského plutonu (Barbarin 2005), v jihovýchodní části Českého masívu (Neubauer a kol. 2003) a v německém Schwarzwaldu (Hegner a kol. 1998), nebo variská gabra, která se nacházejí v centrálním španělském plutonu v Iberském masívu (Orejana a kol. 2009). Gabroidy se ve variscidech vyskytují v mnohem větších objemech než lamprofyrová magmata, mají však nízké obsahy litofilních stopových prvků. Ke vzniku hybridních dioritických hornin by byl potřeba ještě přínos obohaceného materiálu například z metasomaticky obohaceného pláště. 90



Tab. 2. Vypočítané průměrné chemické složení teoretického mafického koncového členu. Jako kyselý koncový člen byly pro výpoet použity starší granity krušnohorského batolitu, jako hybridní horniny byly použity dioritické intruze krušnohorského batolitu. SiO2

TiO2 Al2O3 Fe2O3 FeO MnO MgO CaO Na2O K2O P2O5

hm. % 45,30 1,81 17,33 4,67 8,23 0,16 7,97 8,65 3,42 2,12 0,70

Obrázek 7 dokumentuje model mísení při použití teoretické vypočtené mafické koncové komponenty. Kyselé magma je pak reprezentováno složením starších granitů krušnohorského batolitu. Přímka v grafech znázorňuje trend mísení vypočtený z průměrného složení granitů i bazického členu. Zároveň jsou v grafech vyznačeny skutečné horniny (křížky různých barev), které

jsou

svým

složením

blízké

teoretickým

komponentám.

Vynesené

vzorky

z krušnohorského batolitu vykazují značný rozptyl podél linie, zvláště v grafu pro titan. Nejlépe si model a reálné vzorky odpovídají u vápníku. U hořčíku a draslíku je zřejmý trend odchylující se od linie mísení a směřující k variským gabrům z Ibérie. Z grafů vyplývá, že právě variská gabra mohou být vhodným bazickým magmatem, které řadou petrogenetických procesů dalo vzniknout rozsáhlé škále hybridních dioritických hornin. Přírodní petrogenetické procesy jsou obvykle komplexní, probíhají společně, vzájemně se ovlivňují po chemické i fyzikální stránce. Samostatné mísení či frakcionovaná krystalizace bez vlivu jiných pochodů jsou v přírodě v podstatě nemožné. Obrázky 8 a 9 demonstrují kombinaci dvou procesů běžných při vzniku granitoidních hornin: mísení mafického a kyselého magmatu a frakcionované krystalizace. V prvním případě (Obr. 8) předpokládáme nejprve mísení dvou odlišných magmat. V grafu Rb vs. Ba jsou vykresleny linie mísení pro čtyři různá bazická zdrojová magmata – variská gabra (Orejana a kol. 2009), lamprofyry z jižní části německého Schwarzwaldu (Hegner a kol. 1998) a z jihovýchodní části Českého masívu v Rakousku (Neubauer a kol. 2003) a vypočtený teoretický mafický člen. Jako kyselé magma bylo pro výpočet použito průměrné složení starších krušnohorských granitů. Jednotlivé dávky vzniklého hybridního magmatu následně podstupují frakcionovanou krystalizaci a vzniká celá škála hybridních hornin. V grafu jsou naznačeny trendy pro dva různé případy frakcionované krystalizace: a) 20% plagioklas + 80% klinopyroxen a b) 40% plagioklas a 60% amfibol. Vynesené vzorky dioritických intruzí krušnohorského plutonu vykazují značný rozptyl podél linií mísení, částečně však sledují trendy pro frakcionovanou krystalizaci.

91



Obr. 7. Mísení granitického magmatu (starší granity krušnohorského batolitu) s vypočteným bazickým koncovým členem. Křížky v grafu představují složení skutečných bazických hornin.

92



Obr. 8. Model binárního mísení, které je následováno frakcionovanou krystalizací vzniklého hybridního magmatu. plg – plagioklas, cpx – klinopyroxen, amf – amfibol.

Druhý případ (Obr. 9a, b) je zcela opačný. Frakcionovanou krystalizací vystupujícího bazického magmatu (v grafech pro výpočet použit lamprofyr (Hegner a kol. 1998) a teoretický mafický člen) vznikají nová magmata, která se následně mísí s koexistujícím kyselým magmatem (k výpočtu použito průměrné složení staršího krušnohorského granitu). Zvláště v grafech pro Rb vs. Ba trendy frakcionované krystalizace dobře vystihují rozložení vzorků krušnohorských dioritických intruzí. Jejich rozptyl do šířky pak vysvětlují zakreslené linie pro mísení. I přes značné zjednodušení a oddělení obou procesů od sebe, což je v přírodě vysoce nepravděpodobné, se zdá, že právě toto by mohl být správný scénář vzniku hybridních dioritických intruzí.

93



Obr. 9. Trendy frakcionované krystalizace dvou různých bazických magmat a následného mísení vzniklých dávek magmatu s kyselým granitickým magmatem. plg – plagioklas, cpx – klinopyroxen, amf – amfibol.

94

Kapitola 9. Závěr

Kapitola 9.


Závěr

Hybridní dioritické intruze běžně doprovázejí granitoidní plutony v evropské variské soustavě. Vyskytují se v malých objemech jako drobná intruzivní tělesa, žíly nebo mafické mikrogranulární enklávy v granodioritech a monzogranitech. Zahrnují celou škálu hornin od křemenných gaber, přes gabrodiority, křemenné diority až ke granodoiritům. Typickými horninotvornými minerály jsou amfibol, pyroxen, biotit a plagioklas (An70 – An30), méně se vyskytují křemen, K-živec, titanit, apatit, častou akcesorií je zirkon a ilmenit, méně se objevuje allanit. Běžné jsou zvýšené obsahy TiO2, vyšší obsahy nekompatibilních prvků (Rb, Sr, Ba, Cs, REE, Zr, Y, Hf, Nb, Th), ale zároveň obsahují i větší množství prvků kompatibilních (Ni, Cr, V a Co). Stáří dioritických intruzí jsou velmi blízká granitům, spolu s kterými se vyskytují. Většinou jsou nepatrně starší nebo současné s okolními granity, což dává možnost vzájemné interakce jejich magmat. Nejstarší dioritické intruze z evropského variského systému jsou popisovány z francouzského Centrálního masívu (361 – 365 Ma), naopak nejmladší jsou dokumentovány v iberském masívu (310 – 312 Ma). V Českém masívu mají dioritické intruze větší časový rozptyl, nejstarší jsou ve středočeském plutonickém komplexu (336 – 361 Ma) a v německém míšeňském masívu (340 – 355 Ma), mladší jsou v krušnohorském plutonu (322 – 327 Ma). Hodnoty izotopových poměrů dioritických intruzí (εNd a průměrnému složení Země. Poměry

87

87

Sr/86Sr) jsou většinou blízké

Sr/86Sr se pohybují mezi typickými krustálními a

plášťovými hodnotami (0,704 – 0,706). Hodnoty εNd vykazují větší rozptyl ± okolo 0 (-8 – +4). Některé intruze mají více korové složení (až -8), jiné naopak mají hodnoty εNd pozitivní, což svědčí o příspěvku bazických magmat. Vznik a vývoj dioritických intruzí zahrnoval řadu petrogenetických procesů, především mísení bazického a kyselého magmatu a z části frakcionovanou krystalizaci. Velmi pravděpodobná je i asimilace okolních hornin, které byly zdrojem některých nekompatibilních prvků v bazickém magmatu. Z geochemických vlastností dioritických intruzí vyplývá, že se na jejich vzniku podílela magmata metasomatizovaného pláště podobná svou charakteristikou lamprofyrovým. To bylo potvrzeno i výpočtem teoretického bazického magmatu vhodného pro vznik dioritických intruzí, které je svým složením blízké gabrům nebo lamprofyrům. Problémem jsou malé objemy, které poskytují zdroje lamprofyrového magmatu.

95

Kapitola 9. Závěr


Geochemické modely potom potvrzují, že dioritické intruze mohly vzniknout kombinací frakcionované krystalizace z bazického magmatu a následného mísení s koexistujícím kyselým granitoidním magmatem.

96


Literatura

Použitá literatura Albarède, F. (1995): Introduction to Geochemical Modeling. Cambridge Univ. Press, Cambridge, 543 pp. Allen, C. M. (1991): Local equilibrium of mafic enclaves and granitoids of the Turtle pluton, southeast California: mineral, chemical, and isotopic evidence. Am. Mineral., 76, 574-588. Altherr, R., Henjes-Kunst, F., Langer, C., Otto, J. (1999): Interaction between crustal-derived felsic and mantle-derived mafic magmas in the Oberkirch Pluton (European Variscides, Schwarzwald, Germany). Contrib. Mineral. Petrol., 137, 304-322. Barbarin, B. (1990): Granitoids: main petrogenetic classification in relation to origin and tectonic setting. Geol. J., 25, 227-238. Barbarin, B. (2005): Mafic magmatic enclaves and mafic rocks associated with some granitoids of the central Sierra Nevada batholith, California: nature, origin, and relations with the hosts. Lithos, 80, 155177. Barbarin, B., Didier, J. (1992): Genesis and evolution of mafic microgranular enclaves through various types of interaction between coexisting felsic and mafic magmas. Trans. R. Soc. Edin.: Earth Sci., 83, 145-153. Bea, F., Montero, P., Molina, J. F. (1999): Mafic precursors, peraluminous granitoids, and late lamprophyres in the Avila Batholith: a model for the generation of Variscan batholiths in Iberia. J. Geol., 107, 399-419. Bea, F., Montero, P., Zinger, T. (2003): The Nature and Origin of the Granite Source Layer of Central Iberia: Evidence from Trace Element, Sr and Nd Isotopes, and Zircon Age Patterns. J. Geol., 111, 579-595. Ben Othman, D., Polvé, M., Allègre, C. J. (1984): Nd-Sr isotopic composition of granulites and constraints on the evolution of the lower continental crust. Nature, 307, 510-515. Bernard-Griffiths, J., Peucat, J. J., Cornichet, J., Iglesias, M., Gil-Ibargu-chi, I. (1985): U-Pb, Nd isotope and REE geochemistry in eclogites from the Cabo Ortegal complex, Galicia, Spain: an example of REE immobility conserving morb-like patterns during high-grade metamorphism. Chem. Geol., 52, 217-225. Blundy, J. D., Shimizu, N. (1991):Trace element evidence for plagioclase recycling in calc-alkaline magmas. Earth Planet. Sci. Lett., 102, 178-197. Breiter, K., Förster, H. J., Seltmann, R., (1999): Variscan silicic magmatism and related tin-tungsten mineralization in the Erzgebirge-Slavkovský les metallogenic province. Miner. Deposita, 34(5–6), 505-521. Bryan,W. B., Finger, L.W., Chayes, F. (1969): Estimating proportions in petrographic mixing equations by least-squares approximation. Science, 163, 926-927. Burg, J.P., Matte, P. (1978): A cross section through the French Massif central and the scope of its variscan geodynamic evolution. Z. Dtsch. Geol. Ges., 109, 429-460.

97


Literatura

Castro, A. (1990): Microgranular enclaves of the Quintana Granodiorite (Los Pedroches Batholith). Petrogenetic significance. Rev. Soc. Geol. España 3, 7-21. Castro, A., Moreno-Ventas, I., De la Rosa, J. D. (1991): Multistage crystallization of tonalitic enclaves in granitoid rocks (Hercynian Belt, Spain): implications for magma mixing. Geol. Rundschau, 80, 109120. Chappell, B.W., White, A. J. R., Wyborn, D. (1987): The importance of residual source material (restite) in granite petrogenesis. J. Petrol., 28, 571-604. Chen, Y. D., Price, R. C., White, A. J. R. (1989): Inclusions in three S-type granites from Southeastern Australia. J. Petrol., 30, 1181-1218. Cocherie, A., Rossi, P., Lebel, L. (1984): The Variscan calc-alkalic plutonism of western Corsica mineralogy and major and trace-element geochemistry. Phys. Earth Planet. Int., 35(1-3), 145-178. Cocherie, A., Rossi, P., Fouillac, A. M., Vidal, P. (1994): Crust and mantle contributions to granite genesis – an example from the Variscan batholith of Corsica, France, studied by trace-element and NdSr-O-isotope systematics. Chem. Geol., 115(3-4), 173-211. Cox, K. G., Bell, J. D., Pankhurst, R. J. (1979): The interpretration of igneous rocks. George, Allen and Unwin, London, pp. 445. Dahlquist, J. A. (2002): Mafic microgranular enclaves: early segregation from metaluminous magma (Sierra de Chepes), Pampean Ranges, NW Argentina. J. South Amer. Earth Sci., 15, 643-655. Dalmer, K., (1900): Die westerzgebirgische Granitmassivzone. Z. prakt. Geol., 8, 297-313. Dallmeyer R.D., Franke, W., Weber, K. (Eds) (1995): Pre-Permian geology of central and eastern Europe. Springer, Berlin, pp. 604. DePaolo, D. J. (1981): Trace element and isotopic effects of combined wallrock assimilation and fractional crystallization. Earth Planet. Sci. Lett., 53, 189-202. Dias, G., Leterrier, J., Mendes, A., Simoes, P. P., Bertrand, J. M. (1998): U–Pb zircon and monazite geochronology of post-collisional Hercynian granitoids from the Central Iberian Zone (Northern Portugal). Lithos, 45, 349-369. Dias, G., Sirnões, P. P., Ferreira, N., Leterrier, J. (2002): Mantle and Crustal Sources in the Genesis of Late-Hercynian Granitoids (NW Portugal): Geochemical and Sr-Nd Isotopic Constraints. Gondwana Research, 5(2), 287-305. Didier, J., Duthou, J. L., Lameyre, J. (1982): Mantle and crustal granites – genetic classification of orogenic granites and the nature of their enclaves. J. Volc. Geotherm. Research, 14(1-2), 125-132 Didier, J. (1987): Contribution of enclaves studies to the understanding of origin and evolution of granitic magmas. Geol. Rundsch., 76, 41-50. D’Lemos, R. S. (1996): Mixing between granitic and dioritic crystal mushes, Guernsey, Channel Island, UK. Lithos, 38, 233-257. Dörr, W., Fiala, J., Franke, W., Haack, U., Philippe, S., Schastock, J., Scheuvens, D., Vejnar, Z., Zulauf, G. (1998): Cambrian vs. Variscan tectonothermal evolution within the Teplá -Barrandian: evidence 98


Literatura

from U-Pb zircon ages of syntectonic plutons (Bohemian massif, Czech Republic). Acta Univ. Carolinae Geol., 42, 229-230. Downes, H., Duthou, J. L. (1988): Isotopic and trace element arguments for the lower-crustal origin of Hercynian granitoids and pre-Hercynian orthogneisses, Massif Central (France). Chem. Geol., 68, 291-308. Duchesne, J.-C., Liègeois, J.-P., Iancu, V., Berza, T., Matukov, D. I., Tatu, M., Sergeev, S. A. (2008): Post-collisional melting of crustal sources: constraints from geochronology, petrology and Sr, Nd isotope geochemistry of the Variscan Sichevita and Poniasca granitoid plutons (South Carpathians, Romania). Int. J. Earth Sci. (Geol. Rundschau), 97, 705-723. Duthou, J. L. (1978): Les granitoïdes du Haut limousin (Massif central français) chronologie Rb-Sr de leur mise en place; le thermo-métamorphismecarbonifère. Bull. Soc. Géol. Fr., 20, 229-235. Duthou, J. L., Cantagrel, J. M., Didier, J., Vialette, Y. (1984): Paleozoic granitoids from the French Massif Central: age and origin studied by 87Rb/87Sr system. Phys. Earth Planet. Int., 35,131-144. Duthou, J. L., Couturie, J. P., Mierzejewski, M. P., Pin, C. (1991): Rb/Sr age of the Karkonosze granite on the base of the whole rockmethod. Przegląd Geologiczny, 2, 75-79. (polsky) Elburg, M. A. (1996): Evidence of isotopic equilibration between microgranitoid enclaves and host granodiorite, Warburton Granodiorite, Lachlan Fold Belt, Australia. Lithos, 38, 1-22. Elburg, M. A., Nicholls, I. A., Sie, S.H. (1995): Mineralogical evidence for the origin of mafic microgranular enclaves in Stype granites and volcanics. Nucl. Instrum. Methods Phys. Res., B Beam Interact. Mater. Atoms, 104, 464-469. Fernández-Suárez, J., Dunning, G.R., Jenner, G.A., Gutierrez-Alonso, G. (2000): Variscan collisional magmatism and deformation in NW Iberia: constraints from U–Pb geochronology of granitoids. J. Geol. Soc., 157, 565-576. Fernández-Suárez, J., Gutierrez-Alonso, G., Johnston, S. T., Jeffries, T. E., Pastor-Galán, D., Jenner, G. A., Murphy, J. B. (2011): Iberian late-Variscan granitoids: Some considerations on crustal sources and the significance of “mantle extraction ages”. Lithos, 123, 121-132. Ferré, E. C., Leake, B. E. (2001): Geodynamic significance of early orogenic high-K crustal and mantle melts: example of the Corsica Batholith. Lithos, 59, 47-67. Fershtater, G. B., Borodina, N. S. (1977): Petrology of autoliths in granitic rocks. Int. Geol. Rev., 19, 458468. Fershtater, G. B., Borodina, N. S. (1991): Enclaves in the Hercynian granitoids of the Ural Mountains, U.S.S.R. In: Didier, J., Barbarin, B. (Eds.): Enclaves and Granite Petrology, Elsevier, Amsterdam, 8394. Fiala, F. (1968): Granitoids of the Slavkovský (Císařský) les Mountains. Sbor. geol. Věd, G, 14, 93-159. Fischer, G., Schreyer, W., Troll, G., Voll, G., Hart, S. R. (1968): Homblendealter aus dem ostbayerischen Grundgebirge. Neues Jahrb. Mineral., Monatsh., 11, 385-404. Förster, H. J., Tischendorf, G., Trumbull, R. B., Gottesmann, B. (1999): Late-Collisional Granites in the Variscan Erzgebirge, Germany. J. Petrol., 40(11), 1613-1645. 99


Literatura

Fourcade, S., Allègre, J. C. (1981): Trace elements behavior in granite genesis: a case study. The calcalkaline pluton association from Querigut Complex (Pyrénées, France). Contrib. Mineral. Petrol., 76, 177-195. Fourcade, S., Javoy, M. (1991): Sr–Nd–O isotopic features of mafic microgranular enclaves and host granitoids from the Pyrenees, France: evidence for their hybrid nature and inference on their origin. In: Didier, J., Barbarin, B. (Eds.) Enclaves and Granite Petrology. Elsevier, Amsterdam, pp. 345-365. Franke, W. (1989): Variscan plate-tectonics in Central Europe – current ideas and open questions. Tectonophysics, 169(4), 221-228 Freiberger, R., Hecht, L., Cuney, M., Morteani, G. (2001): Secondary Ca–Al silicates in plutonic rocks: implications for their cooling history. Contrib. Mineral. Petrol., 141, 415-429. Galán, G., Pin, C., Duthou, J. L. (1996): Sr-Nd isotopic record of multi-stage interactions between mantle-derived magmas and crustal components in a collision context. The ultramafic-granitoid association from Vivero (Hercynian belt, NW Spain). Chem. Geol., 131, 67-91. García-Moreno, O., Castro, A., Corretgé, L. G., El-Hmidi, H. (2006): Dissolution of tonalitic enclaves in ascending hydrous granitic magmas: An experimental study. Lithos, 89, 245-258. Gerdes, A., Warner, G., Friedrich, E. (1998): Late-orogenic magmatism in the southern Bohemian Massif – geochemical and isotopic constraints on possible sources and magma evolution. Acta Univ. Carolinae – Geologica, 42, 41-45. Gerdes, A., Wörner, G., Finger, F. (2000): Hybrids, magma mixing and enriched mantle melts in postcollisional Variscan granitoids: the Rastenberg Pluton, Austria. In: Franke, W., Haak, V., Oncken, O., Tanner, D. (Eds.): Orogenic Processes: Quantification and Modeling in the Variscan Belt of Central Europe. Geological Society, London, Special Publication, 179, 415-431. Hegner, E., Kölbl-Ebert, M., Loeschke, J. (1998): Post-collisional Variscan lamprophyres (Black Forest, Germany): 40Ar/39Ar phlogopite dating, Nd, Pb, Sr isotope, and trace element characteristics. Lithos, 45, 395-411. Henk, A., von Blanckenburg, F., Finger, F., Schaltegger, U., Zulauf, G. (2000): Syn-convergent hightemperature metamorphism and magmatism in the Variscides: a discussion of potentional heat sources. In: Franke, W., Haak, V., Oncken, O., Tander, E. (Eds): Orogenic Processes: Quantification and Modelling in the Variscan Belt. Geological Society, London, Special Publications, 179, 35-61. Hibbard, M. J. (1991). Textural anatomy of twelve magma-mixed granitoid systems. In: Didier, J., Barbarin, B. (Eds.): Enclaves and Granite Petrology. Elsevier, Amsterdam, 431-444. Hibbard, M. J. (1995). Petrography to Petrogenesis. Prentice Hall, New Jersey. pp. 608. Hildreth, W., Moorbath, S. (1988): Crustal contributions to arc magmatism in the Andes of Central Chile. Contrib. Mineral. Petrol., 98, 455-489. Hofmann, A. W. (1988): Chemical differentiation of the Earth: the relationship between mantle, continentak crust, and oceanic crust. Earth Planet. Sci. Lett., 90, 297-314. Holden, P., Halliday, A. N., Stephens, W. E., Henney, P.J. (1991): Chemical and isotopic evidence for major mass-transfer between mafic enclaves and felsic magma. Chem. Geol., 92, 135-152.

100


Literatura

Holl, P.K., Drach, V.v., Müller-Sohnius, D., Köhler, H. (1989): Caledonian ages in Variscan rocks: Rb– Sr and Sm–Nd isotope variations in dioritic intrusives from the northwestern Bohemian Massif, West Germany. Tectonophysics, 157, 179-194. Holub, F. V. (1997): Ultrapotassic plutonic rocks of the durbachite series in the Bohemian Massif: petrology, geochemistry and petrogenetic interpretation. Sbor. Geol. Věd, Ložisk. Geol. Mineral., 31, 5-26. Holub, F. V., Cocherie, A., Rossi, P. (1997a): Radiometric dating of granitic rocks from the Central Bohemian Plutonic Complex (Czech Republic): constraints on the chronology of thermal and tectonic events along the Moldanubian-Barrandien boundary. Comptes Rendus de l’Académie des Sciences – Series IIA – Earth and Planetary Sciences, 325, 19-26. Holub, F. V., Machart, J., Manová, M. (1997b). The Central Bohemian Plutonic Complex: geology, chemical composition and genetic interpretation. Sbor. Geol. Věd, Ložisk. Geol. Mineral., 31, 27-50. Huppert, H. E., Sparks, R. S. J. (1988). The generation of granitic magmas by intrusion of basalt into continental crust. J. Petrol., 29, 599-624. Cháb, J., Breitr, K., Fatka, O., Hladil, J., Kalvoda, J., Šimůnek, Z., Štorch, P., Vašíček, Z., Zajíc, J., Zapletal, J. (2008): Stručná geologie základu Českého masivu a jeho karbonského a permského pokryvu. ČGS Praha. pp. 284. Chlupáč, I., Brzobohatý R., Kovanda J., Stráník Z. (2002): Geologická minulost České republiky. Academia Praha. pp. 436. Ibarguchi, J. I. G., Bowden, P., Whitley, J. E. (1984): Rare-earth element distribution in some Hercynian granitoids from the Finisterre region, NW Spain. J. Geol., 92(4), 397-416. Iancu, V., Berza, T., Seghedi, A., Maruntiu, M. (2005): Palaeozoic rock assemblages incorporated in the South Carpathian Alpine thrust belt (Romania and Serbia): a review. Geol. Belg., 8, 48-68. Janoušek, V., Rogers, G., Bowes, D.R. (1995): Sr-Nd isotopic constraints on the petrogenesis of the Central Bohemian Pluton, Czech Republic. Geol. Rundsch., 84, 520-534. Janoušek, V., Rogers, G., Bowes, D. R., Vaňková, V. (1997): Cryptic trace-element variation as an indicator of reverse zoning in a granitic pluton: the Říčany granite, Czech Republic. J. Geol. Soc., London, 154, 807-815. Janoušek, V., Bowes, D. R., Braithwaite, C. J. R., Rogers, G. (2000a): Microstructural and mineralogical evidence for limited involvement of magma mixing in the petrogenesis of a Hercynian high- K calcalkaline intrusion: the Kozárovice granodiorite, Central Bohemian Pluton, Czech Republic. Trans. R. Soc. Edinb. Earth Sci., 91, 15-26. Janoušek, V., Bowes, D. R., Rogers, G., Farrow, C. M., Jelínek, E. (2000b): Modelling diverse processes in the petrogenesis of a composite batholith: the Central Bohemian Pluton, Central European Hercynides. J. Petrol., 41, 511-543. Janoušek, V., Braithwaite, C. J. R., Bowes, D. R., Gerdes, A. (2004): Magma-mixing in the genesis of Hercynian calc-alkaline granitoids: an integrated petrographic and geochemical study of the Sázava intrusion, Central Bohemian Pluton, Czech Republic. Lithos, 78, 67-99.

101


Literatura

Janoušek, V., Krenn E., Finger F., Míková J., Frýda J. (2007): Hyperpotassic granulites from the Blanský les Massif (Moldanubian Zone, Bohemian Massif) revisited. J. Geosci., 52, 73-112. Jelínek, E., Siebel, W., Kachlík, V., Štemprok, M., Holub, F. V., Kovaříková, P. (2004): Petrologie a geochemie mafických intruzí v západokrušnohorském granitovém plutonu v okolí Abertam a Mariánských Lázní. Zpr. geol. výzk. v r. 2003, 109-111. Kachlík,V. (2003): Geologický vývoj území České republiky, SURAO Praha, pp. 65. Katerinopoulos, A. (2008): Variscan basic dykes in the Pelagonian (Northern Greece and south FYROM): Geodynamic significance based on petrological, geochemical and geochronological studies. Chem. Erde – Geochem., 68(1), 93-103. Kempe, U., Bombach, K., Matukov, D., Schlothauer, T., Hutschenreuter, J., Wolf, D., Segeev, S. (2004): Pb/Pb and U/Pb zircon dating of subvolcanic rhyolite as a time marker for Hercynian granite magmatism and Sn mineralization in the Eibenstock granite, Erzgebirge, Germany: considering effects of zircon alteration. Mineral. Deposita, 39, 646-669. Keskin, M. (2002): FC-Modeler: a Microsoft Excel spreadsheet program for modeling Rayleigh fractionation vectors in closed magmatic systems. Comp. Geosci., 28(8), 919-928. Klötzli, U. S., Parrish, R. R. (1996): Zircon U-Pb and Pb-Pb geochronology of the Rastenberg granodiorite, South Bohemian Massif, Austria. Mineral. Petrol., 58, 197-214. Köhler, H., Propach, G., Troll, G. (1989). Exkursion zur Geologie, Petrographie und Geochronologie des NEbayerischen Grundgebirges. Eur. J. Miner., l(2), l-84. Kováříková, P., Siebel, W., Jelínek, E., Štemprok, M., Kachlík, V., Holub, F. V., Blecha, V. (2007): Petrology, geochemistry and zircon age for redwitzite at Abertamy, NW Bohemian Massif (Czech Republic): tracing the mantle component in Late Variscan intrusions. Chem. Erde, 67, 151-174. Kováříková, P., Siebel, W., Jelínek, E., Štemprok, M., Kachlík, V., Holub, F. V., Blecha, V. (2010): Dioritic intrusions of the Slavkovský les (Kaiserwald), Western Bohemia: their origin and significance in late Variscan granitoid magmatism. Int. J.Earth Sci., 99(3), 545-565. Kossmat, F. (1927): Gliederung des varistischen Gebirgsbaues. Abhandlungen des Sächsischen Geologischen Landesamtes, 1, 1-39. Langmuir, C. H., Vocke, R. D., Hanson, G. N., Hart, S. R. (1978): A general mixing equation with applications to Icelandic basalts. Earth Planet. Sci. Lett., 37, 380-392. Ledru, P., Autran, A., Santallier, D. (1994a): Lithostratigraphy of variscan terranes in the French Massif Central: a basic for paleogeographical reconstruction. In: Keppie, J. D. (Eds.): Pre-Mesozoic Geology in France and Related Areas. Springer-Verlag, 276-288. Ledru, P., Costa, S., Echtler, H. (1994b): Structure. In: Keppie, J. D. (Eds.): Pre-Mesozoic Geology in France and Related Areas. Springer-Verlag, 305-323. López-Moro, F.-J., López-Plaza, M. (2004): Monzonitic series from the Variscan Tormes Dome (Central Iberian Zone): petrogenetic evolution from monzogabbro to granite magmas. Lithos, 72, 19-44. Machowiak, K., Armstrong, R. (2007): SHRIMP U-Pb zircon age of the Karkonosze granite. Mineral. Polon., Special Papers, 31, 193-196.

102


Literatura

Marheine, D., Kachlík, V., Maluski, H., Patočka, F., Żelaźniewicz, A. (2002): The 40Ar-39Ar ages from the West Sudetes (NE Bohemian massif): constraints on the Variscan polyphase tectonothemal development. In: Winchester, J., Pharaoh, T., Verniers, J. (Eds.): Palaeozoic amalgamation of Central Europe. Geol. Soc. London, Special Publication, 201, 133-155. Martínez Catalán, J. R., Arenas, R., Díaz García, F., Abati, J. (1999): Allochthonous units in the Variscan belt of NW Iberia. Terranes and accretionary history. In: Sinha, A. K. (Eds.), Basement Tectonics. Kluwer Academic Publishers, 65-84. Matte, P., Maluski, H., Rajlich, P., Franke, W. (1990): Terrane boundaries in the Bohemian Massif: result of large-scale Variscan shearing. Tectonophysics, 177, 151-170. Mazur, S., Aleksandrowski, P., Turniak, K., Awdankiewicz, M. (2007): Geology, tectonic evolution and Late Palaeozoic magmatism of Sudetes – an overview. Granitoids in Poland, AM Monograph, 1, 5987. McCann, T. (Eds.) (2008): The Geology of Central Europe: Precambrian and palaeozoic, Geological Society of London, pp. 748. Ménot, R. P., Paquette, J. L., Orsini, J. B. (1996): Le plutonisme carbonifère de Balagne Corse: géochronologie haute précision U-Pb sur zircons. 16ème Réunion Annuelle des Sciences de la Terre, Société Géologique de France, Orléans, France, pp. 56. Michard-Vitrac, A., Albarède, D., Dupuis, C., Taylor, H. P. (1980): The genesis of Variscan (Hercynian) plutonic rocks: Inferences from Sr, Pb and O studies on the Maladeta Igneous Complex, Central Pyrenees (Spain). Contrib. Mineral. Petrol., 72, 57-72. Mísař, Z., Dudek, A., Havlena, V., Weiss, J. (1983): Geologie ČSSR I, Český masiv. SPN Praha, pp. 333. Moita, P., Santos, J. F., Pereira, M. F. (2005): Tonalites from the Hospitais massif (Ossa-Morena Zone, SWIberian Massif, Portugal) II: Geochemistry and petrogenesis. Geogaceta, 37, 55-58. Moreno-Ventas, I., Rogers, G., Castro, A. (1995): The role of hybridization in the genesis of Hercynian granitoids in the Gredos Massif, Spain: inferences from Sr-Nd isotopes. Contrib. Mineral. Petrol., 120, 137-149. Neubauer, F., Dallmeyer, R. D., Fritz, H. (2003): Chronological constraints of late- and post-orogenic emplacement of lamprophyre dykes in the southeastern Bohemian Massif, Austria. Schweizerische Mineralogische und Petrographische Mitteilungen, 83, 317-330. Orejana, D., Villaseca, C., Pérez-Soba, C., López-García, J. A., Billström, K. (2009): The Variscan gabbros from the Spanish Central System: A case for crustal recycling in the sub-continental lithospheric mantle? Lithos, 110, 262-276. Orsini, J. B. (1976): Les granitöıdes hercyniens Corso-Sardes: mise en évidence de deux associations magmatiques. Bulletin de la Société Géologique de France, 18, 1203-1206. Otto, J. (1974): Die Einschlüsse im Granit von Oberkirch (Nordschwarzwald). Ber. Naturf. Ges. Freiburg i. Br., 64, 83-174. Pascual, E., Donaire, T., Pin, C. (2008): The significance of microgranular enclaves in assessing the magmatic evolution of a high-level composite batholith: A case on the Los Pedroches Batholith, Iberian Massif, Spain. Geochem. J., 42, 177-198.

103


Literatura

Pearce, J. A., Harris, N. W., Tindle, A. G. (1984): Trace element discrimination diagrams for the tectonic interpretation of granitic rocks. J. Petrol., 25, 956-983. Petford, N., Cheadle, M., Barreiro, B. (1996): Age and origin of southern Patagonian flood basalts, Chile Chico region (46°45'S). In International Symposium on Andean Geodynamics, 3, 629-632. Phillips, G. N., Wall, V. J., Clemens, J. D. (1981): Petrology of the Strathbogie batholith: a cordieritebearing granite. Can. Mineral., 19, 47-63. Pin, C., Paquette, J. L. (2002): Sr-Nd isotope and trace element evidence for a Late Devonian active margin in northern Massif-Central (France). Geodinamica Acta, 15(1) 63-77. Pin, C., Majerowicz, A., Wojciechowska, I. (1988): Upper paleozoic oceanic-crust in the Polish Sudetes – Nd-Sr isotope and trace-element evidence. Lithos, 21(3), 195-209. Pin, C., Binon, N., Belin, J. M., Barbarin, B., Clemens, J. D. (1990): Origin of microgranular enclaves in granitoids – equivocal Sr-Nd evidence from Hercynian rocks in the Massif Central (France). J. Geophys. Res., 95, 17821-17828. Pin, C., Duthou, J.-L. (1990): Sources of Hercynian granitoids from the French massif Central: inferences from Nd isotopes and consequences for crustal evolution. Chem. Geol., 83, 281-196. Pinarelli, L., Rottura, A. (1995): Sr and Nd isotopic study and Rb-Sr geochronology of the Bejar granites, Iberian Massif, Spain. Eur. J. Mineral., 7, 577-589. Poli, G. E., Tommassini, S. (1991): Model for the origin and significance of microgranular enclaves in calc-alkline granitoids. J. Petrol., 32, 657-666. Poli, G. E., Tommassini, S. (1999): Geochemical modeling of acid–basic magma interaction in the Sardinia – Corsica Batholith: the case study of Sarrabus, southeastern Sardinia, Italy. Lithos, 46, 553571. Quesada, C. (1990): Precambrian terranes in the Iberian Variscan foldbelt. In: Strachan R. A., Taylor G.K. (Eds.): Avalonian and Cadomian Geology of the North Atlantic. Blackie and Son, Glasgow, 109-133. Reid, J. B., Evans, O. C, Fates, D. G. (1983): Magma mixing in granitic rocks of the central Sierra Nevada, California. Earth Planet. Sci. Lett., 66, 243-261. Robardet, M. (2002): Alternative approach to the Variscan Belt in Southwestern Europe: preorogenic paleobiogeographical constraints. In: Martínez-Catalán, J. R., Hatcher, R. D., Arenas, R., Díaz García, F. (Eds.): Variscan-Appalachian dynamics: the building of the late Paleozoic basement. Geological Society of America Special Paper, 1-15. Rossi, P., Cocherie, A. (1991): Genesis of a Variscan batholith: field, petrological and mineralogical evidence from the Corsica–Sardinia batholith. Tectonophysics, 195, 319-346. Sattran, V. (1961): Zpráva o geologickém mapování karlovarském masívu mezi Nejdkem a Merklínem v Krušných horách. Zpr. Geol. Výzk. v r. 1959, 29-32. Saunders, A. D., Norry, M. J., Tarney, J. (1991): Fluid influence on the trace element compositions of subduction zone magmas. In: Tarney, J., Pickering, K. T., Knipe, R. J., Dewey, J. F. (Eds.): The Behaviour and Influence of Fluids in Subduction Zones. The Royal Society, London, 151-166. 104


Literatura

Shaw, A., Downes, H., Thirlwall, M. E. (1993): The quartz-diorites of Limousin: elemental and isotopic evidence for Devono-Carboniferous subduction in the Hercynian belt of the French massif Central. Chem. Geol., 107, 1-18. Schust, F., Wasternack, J. (2002): Granitoid-Typen in postkinematischen Granitoidplutonen: Abbilder von autonomen Intrusionsschü ben. Beispiele vom Nordrand des Boöhmischen Massivs (Erzgebirge – Harz-Flechtinger Scholle – Lausitz). Ges. Geol. Wiss., 1-2, 77-118. Siebel, W. (1993): Der Leuchtenberger Granit und seine assoziierten magmatischen Gesteine: Zeitliche und stoffliche Entwicklungsprozesse im Verlauf der Enstehung des Nordoberpfalz-Plutons. Ph.D. Thesis, Ruprechts Karls Universität, Heidelberg, pp. 616. Siebel, W. (1994): Inference about magma mixing and thermal events from isotopic variations in redwitzites near the KTB site. KTB – Rep., 94(3), 157-164. Siebel, W., Höhndorf, A., Wendt, I. (1995): Origin of late Variscan granitoids from NE Bavaria, Germany, exemplified by REE and Nd isotope systematics. Chem. Geol., 125(3-4), 249-270. Siebel, W., Chen, F., Satir, M. (2003): Late-Variscan magmatism revisited: new implications for Pbevaporation zircon ages on the emplacement of redwitzites and granites in NE Bavaria. Int. J. Earth Sci., 92, 36-53. Silva, M. M. V. G., Neiva, A. M. R., Whitehouse, M. J. (2000): Geochemistry of enclaves and host granites from the Nelas area, central Portugal. Lithos, 50, 153-170. Słaby, E. (2002): Porphyritic granite facies Szklarska Poręba Huta. Mineralogical Society of Poland, Special Papers, 20, 245-247. Słaby, E., Götze, J. (2004): Feldspar crystallization under magma-mixing conditions shown by cathodoluminescence and geochemical modelling – a case study from the Karkonosze pluton (SW Poland). Mineralogical Magazine, 68(4), 561-577. Słaby, E., Martin, H. (2005): Mechanisms of differentiation of the karkonosze granite. Polskie Towarzystwo Mineralogiczne – prace specjalne. 26, 266-269. Słaby, E., Martin, H. (2008): Mafic and felsic magma interaction in granites: The Hercynian Karkonosze Pluton (Sudetes, Bohemian Massif). J. Petrol., 49(2), 353-391. Scheuvens, D., Zulauf, G. (2000): Exhumation, strainlocation, and emplacement of granitoids along the western part of the Cental Bohemian shear zone (Bohemian Massif). Int. J. Geol. Sci, 89(3), 617-630. Sokol, A., Domečka, K., Breiter, K., Janoušek, V. (2000): The underground gas storage near Příbram – a source of new information about granitoids of the Central Bohemian Pluton. Bull. Czech Geol. Surv., 75, 89-104. Stephens, W.E., Holden, P., Henney, P.J. (1991): Microdioritic enclaves in the Scottish Caledonian granitoids and their significance for crustal magmatism. In: Didier, J., Barbarin, B. (Eds.): Enclaves and granite petrology. Elsevier, Amsterdam, 125-134. Štemprok, M. (1986): Petrology and geochemistry of the Czechoslovak part of the Krušné hory Mts. granite pluton. Sbor. geol. věd, ložisk. geol., mineral., 27, 111-156.

105


Literatura

Taubald, H. (2000): 207Pb/206Pb zircon ages, geochemical and isotope (Sr, Nd, O) data from Redwitzites in the Fichtelgebirge, NE Bavaria. Münchner Geol. Hefte, A 28, 53-59 Taylor, S. R., McLennan, S. H. (1985): The Continental Crust: Its Composition and Evolution Blackwell, Oxford, pp. 312. Tepley, F. J. III, Davidson, J. P., Clynne, M. A. (1999): Magmatic interactions as recorded in plagioclase phenocrysts of Chaos Crags, Lassen Volcanic Center, California. J. Petrol., 40, 787-806. Timmerman, M. J. (2008): Palaeozoic magmatism. In: McCann, T. (Eds.): The Geology of Central Europe. Volume 1: Precambrian and Palaeozoic. Geological Society, London, 665-748. Tischendorf, G., Förster, H. J. (1990): Acid magmatism and related metallogenesis in the Erzgebirge. Geol. J., 25(3-4), 443-454. Tischendorf, G., Geisler, M., Gerstenberger, H., Budzinski, H., Vogler, P. (1987): Geochemistry of Variscan granites in the Westerzgebirge-Vogtland region – an example of tingenerating granites. Chem. Erde, 46, 213-235. Troll, G. (1968): Gliederung der redwitzitischen Gesteine Bayerns nach Stoff- und Gefügemerkmalen. Teil I Die Typlokalitaet von Marktredwitz in Oberfranken. Bayerische Akad. Wiss. Abh., 133, 1-86. Turpin, L., Cuney, M., Friedrich, M., Bouchez, J. L., Aubertin, M. (1990): Meta-igneous origin of Hercynian peraluminous granites in the N. W. French Massif Central: implications for crustal history reconstructions. Contrib. Mineral. Petrol., 104, 163-172. van der Laan, S. R., Wyllie, P. J. (1993): Experimental interaction of granitic and basaltic magmas and implications for mafic enclaves: J. Petrol., 3, 238-242. Vernon, R. H. (1983): Restite, xenoliths and microgranitoid enclaves in granites. Journal and Proceedings of the Royal Society of New South Wales, 116, 77-103. Vernon, R. H. (1984): Microgranitoid enclaves in granites: globules of hybrid magma quenched in a plutonic environment. Nature, 309, 438-439. Vernon, R. H. (1990): Crystallization and hybridism in microgranitoid enclave magmas: microstructural evidence. J. Geophys. Res., 95, 17849-17859. Vernon, R. H. (1991): Interpretation of microstructures of microgranitoid enclaves. In: Didier, J., Barbarin, B. (Eds.): Enclaves and Granite Petrology. Elsevier, Amsterdam, 277-291. Villaseca, C., Barbero, L., Rogers, G. (2004): Crustal origin of Hercynian peraluminous granitic batholiths of Central Spain: petrological, geochemical and isotopic (Sr, Nd) constraints. Lithos, 43, 5579. Villaseca, C., Bellido, F., Perez-Soba, C., Billstrom, K. (2009): Multiple crustal sources for post-tectonic I-type granites in the Hercynian Iberian Belt. Miner. Petrol., 96, 197-211. Waight, T. E., Maas, R., Nicholls, I. A. (2000): Fingerprinting feldspar phenocrysts using crystal isotopic composition stratigraphy: implications for crystal transfer and magma mingling in S-type granites. Contrib. Mineral. Petrol., 139, 227-239.

106


Literatura

Wall, V. J., Clemens, J. D., Clarke, D. B. (1987): Models for granitoid evolution and source compositions. J. Geol., 95, 731-749. Weil, A. B., van der Voo, R., van der Pluijm, B. A. (2001): Oroclinal bending and evidence against the Pangea megashear: The Cantabria-Asturias arc (northern Spain). Geology, 29(11), 991-994. Wenzel, T., Hengst, M., Pilot, J. (1993): The plutonic rocks of the Elbe Valley zone (Germany): evidence for the magmatic development from single-zircon evaporation and K-Ar age determinations. Chem. Geol., 104, 75-92. Wenzel, T., Oberhänsli, R., Mezger, K. (1994): Synorogene Plutonitkomplexe mit alkalischen bis schwach alkalischen Tendenzen in den mitteleuropäischen Varisziden – Verteilung und Genese. Terra Nova, 3,104. Wenzel, T., Mertz, D. F., Oberhansli, B., Becker, T., Renne, P. R. (1997): Age, geodynamic setting, and mantle enrichment processes of a K-rich intrusion from the Meissen massif (northern Bohemian massif) and implications for related occurrences from the mid-European Hercynian. Geol. Rundsch., 86, 556-570. Wickham, S. M. (1987): The segregation and emplacement of granitic magmas. J. Geol. Soc., 144, 281297. White, A. J. R., Chappell, B. W. (1977): Ultrametamorphism and granitoid genesis. Tectonophysics, 43, 7-22. White, A. J. R., Chappell, B. W., Wyborn, D. (1999): Application of the restite model to the Deddick granodiorite and its enclaves – a reinterpretation of the observations and data of Maas et al. (1997). J. Petrol., 40, 413-421. Willmann, K. (1920): Die Redwitzite, eine neue Gruppe von granitischen Lamprophyren. Z. Dtsch. Geol. Ges., 71(1/2), 1-33. Ziegler, P. A. (1990): Collision related intra-plate compression deformations in Western and CentralEurope. J. Geodyn., 11(4), 357-388. Zorpi, M. J., Coulon, C., Orsini, J. B., Cocirta, C. (1989): Magma mingling, zoning and emplacement in calc-alkaline granitoid plutons. Tectonophysics, 157, 315-329. Zorpi, M. J., Coulon, C., Orsini, J. B. (1991): Hybridization between felsic and mafic magmas in calcalkaline granitoids – a case study in northern Sardinia, Italy. Chem. Geol., 92, 45-86. Zoubek, V. (1951): Předběžná zpráva o geologickém výzkumu v oblasti karlovarského plutonu. Věst. Ústř. Úst. geol., 26, 166-179.

107


Životopis

Životopis Pavly Holečkové Osobní údaje: Jméno a příjmení: Pavla Holečková (roz. Kováříková) Titul: RNDr. Datum narození: 3. 3. 1981 Místo narození: Sokolov Adresa: Tovární 43, 266 01 Beroun - Město E-mail: [email protected] Mobilní telefon: +420 608 324 148

Vzdělání: 1987 - 1995

Základní škola ve Smetanově ulici v Chodově, od roku 1989 s rozšířenou výukou jazyků (německý a anglický jazyk)

1995 - 1999

1. české gymnázium v Karlových Varech Maturitní zkouška z českého jazyka, anglického jazyka, biologie a chemie

1999 - 2004

Univerzita Karlova, Přírodovědecká fakulta, Geologie, Ústav geochemie, mineralogie a nerostných zdrojů (magisterské studium)

2004

obhajoba diplomové práce „Geochemie a geochronologie bazických hornin sev. části karlovarského plutonu.“ státní magisterská zkouška: geochemie geologických procesů, geochemie životního prostředí, aplikované geologické vědy v životním prostředí (Mgr.)

2004 - 2012

Univerzita Karlova, Přírodovědecká fakulta, Geologie, Ústav geochemie, mineralogie a nerostných zdrojů (doktorské studium)

2006

First Certificate in English

2011

státní doktorská zkouška: geochemie granitoidů, fázové rovnováhy, izotopová geologie a geochronologie

2011

získán titul RNDr. na Ústavu geochemie, mineralogie a nerostných zdrojů Přírodovědecké fakulty Univerzity Karlovy

108


Životopis

plánovaná obhajoba disertační práce „Mafické a intermediální intruze jako

2012

průvodci peraluminických granitů krušnohorského batolitu.“

Zaměstnání: Česká geologická služba, Geologická 6, Praha 5

2007 -

spolupráce na projektu „Zhodnocení účinků Göteborského protokolu na acidifikované a eutrofizované vody a půdy.“ (odběr vzorků v terénu, zpracování geochemických dat, publikace geochemických map, prezentace výsledků výzkumu na seminářích ČGS) od

2010

zapojení

do

projektu

„Rebilance

zásob

podzemních

vod

v ČR.“ (hydrochemická část) rodičovská dovolená

2011 -

Praxe: Příprava geologických a petrologických podkladů pro soukromou stavební firmu dodávající dekorační kámen. Příprava a prezentace 3 přednášek v téže firmě s geologickou, petrologickou a mineralogickou tématikou.

Konference: 2005

Studentská geologická konference, Brno

Vědecké zájmy: •

petrologie a geochemie granitoidních a dioritických hornin

•

numerické modelování petrogenetických procesů

•

metodika odběrů povrchových a podzemních vod

•

hydrochemie povrchových a podzemních vod v ČR

109


Publikace

Publikace Kováříková, P., Siebel, W., Jelínek, E., Štemprok, M., Kachlík, V., Holub, F. V., Blecha, V. (2010): Dioritic intrusions of the Slavkovský les (Kaiserwald), Western Bohemia: their origin and significance in late Variscan granitoid magmatism. Int J. Earth Sci (Geol Rundsch), 99(3), 545-565. Kováříková, P., Siebel, W., Jelínek, E., Štemprok, M., Kachlík, V., Holub, F. V., Blecha, V. (2007): Petrology, geochemistry and zircon age for redwitzite at Abertamy, NW Bohemian Massif (Czech Republic): tracing the mantle component in Late Variscan intrusions. Chem. Erde., 67, 151-174. Kováříková, P., Siebel, W., Jelínek, E., Štemprok, M., Kachlík, V., Holub, F. V. (2006): Zprávy o geologických výzkumech za rok 2005. 111-113. Kováříková, P., Jelínek, E., Štemprok, M., Kachlík, V., Holub, F. V., Blecha, V. (2005): Petrochemické srovnání redwitzitů SZ části českého masivu. Zprávy o geologických výzkumech za rok 2004.103-106. Jelínek, E., Siebel, W., Kachlík, V., Štemprok, M., Holub, F. V., Kováříková, P. (2004): Petrologie a geochemie mafických intruzí v západokrušnohorském granitovém plutonu v okolí Abertam a Mariánských Lázní. Zprávy o geologických výzkumech za rok 2003. 109-112. Jelínek, E., Kachlík, V., Štemprok, M., Holub, F. V., Kováříková, P. (2003): Mafické intruze jako prekurzory peraluminických granitů Krušnohorského batolitu. Zprávy o geologických výzkumech za rok 2002. 23-25.

110

Mafické a intermediální intruze jako průvodci peraluminických granitů krušnohorského batolitu

Recommend Documents