MENDELOVA UNIVERZITA V BRNĚ Lesnická a dřevařská fakulta Ústav geologie a pedologie
Peralkalický masiv Khan Bogd v Mongolsku Bakalářská práce
2010
Jiří Mašek
Prohlašuji, že jsem bakalářskou práci na téma: Peralkalický masiv Khan Bogd v Mongolsku zpracoval sám a uvedl jsem všechny použité prameny. Souhlasím, aby moje diplomová práce byla zveřejněna v souladu s § 47b Zákona č. 111/1998 Sb., o vysokých školách a uložena v knihovně Mendelovy zemědělské a lesnické univerzity v Brně, zpřístupněna ke studijním účelům ve shodě s Vyhláškou rektora MZLU o archivaci elektronické podoby závěrečných prací. Autor kvalifikační práce se dále zavazuje, že před sepsáním licenční smlouvy o využití autorských práv díla s jinou osobou (subjektem) si vyžádá písemné stanovisko univerzity o tom, že předmětná licenční smlouva není v rozporu s oprávněnými zájmy univerzity a zavazuje se uhradit případný příspěvek na úhradu nákladů spojených se vznikem díla dle řádné kalkulace.
V Brně, dne 26.4.2010
podpis studenta:
Poděkování Na tomto místě bych chtěl poděkovat zejména Jindřichovi Kynickému za odborné vedení práce, četné rady, doporučení a profesionální vedení geologické expedice Mongolia 2009, členům studentských expedic do Mongolska Martinovi Brtnickému, Davidovi Juřičkovi a Antonovi R. Chakhmouradianovi za asistenci v terénu a pomoc s dopravou vzorků, Pavlovi Samcovi, Haně Káňové a Haně Cihlářové za podporu a pomoc s přípravou expedice, konference a mnohých článků.
Abstrakt Autor: Jiří Mašek Název: Peralkalický masiv Khan Bogd v Mongolsku Cílem bakalářské práce je základní přehled výzkumů masivu Khan Bogd, který shrnuje dosavadní poznatky o zajímavých fenoménech v oblasti peralkalických hornin. Výsledkem je nejen rešerše se zaměřením na geologickou podstatu masivu, ale především i zhodnocení celkového charakteru, klimatu, biodiverzity a ohrožení. Zároveň bylo úkolem prezentovat nejnovější výsledky z projektu Scientific exploration of Mongolia 2009. Před samotným průzkumem jsme se zaměřili na využití metod geoinformačních technologií a dálkového průzkumu Země jako pomocného nástroje geologa. Výsledkem terénní etapy je pak pilotní laboratorní průzkum nově získaných vzorků a zhodnocení dosavadních výsledků chemických analýz. Klíčová slova: Khan Bogd, peralkalický granit, pegmatit, dálkový průzkum Země, jihogobijský zlomový pás, Mongolsko, Gobi
Abstract Author: Jiří Mašek Title: Peralkaline granitic massif Khan Bogd in Mongolia The aim of the bachelor thesis is to form an overall basic overview of research of Khan Bogd, which summarizes the knowledge of interesting phenomenon in the sphere of peralkaline rocks. The goal is to evaluate characters of geological conditions, clime, biodiversity and environmental hazards. Simultaneously, the task was to present the latest results from Scientific exploration of Mongolia 2009. Before the research, we had focused on using geoinformation technologies and remote research of the Earth as an auxiliary geological instrument. The outcomes of field stage were pilot laboratory surveys of newly obtained samples and evaluation of present chemical analysis. Key words: Khan Bogd, peralkaline granite, pegmatite, remote sensing, South Gobi fold belt, Mongolia, Gobi.
Obsah 1 Úvod..........................................................................................................................................1 2 Historie výzkumů......................................................................................................................2 3 Systém a klasifikace hornin a minerálů oblasti Khan Bogd.......................................................3 3.1 Vývoj klasifikace granitických hornin...............................................................................3 3.2 Granitické pegmatity.........................................................................................................4 3.3 Klasifikace granitických pegmatitů...................................................................................5 4 Khan Bogd................................................................................................................................8 4.1 Charakteristika území........................................................................................................8 4.2 Klima.................................................................................................................................8 4.3 Vodní režim.......................................................................................................................9 4.4 Degradace půd a desertifikace ..........................................................................................9 4.5 Přehled rostlin a živočichů..............................................................................................10 4.5.1 Rostliny...................................................................................................................10 4.5.2 Živočichové.............................................................................................................11 5 Metodika výzkumu..................................................................................................................13 5.1 Terénní výzkum...............................................................................................................13 5.2 Dálkový průzkum Země..................................................................................................13 5.3 Laboratorní výzkum........................................................................................................13 6 Geologická stavba masivu Khan Bogd....................................................................................14 6.1 Erozně-geomorfologická charakteristika masivu Khan Bogd..........................................14 6.2 Okolní litologické asociace..............................................................................................14 6.3 Vnitřní stavba masivu......................................................................................................18 6.4 Minerály hlavních horninových typů západního ringového tělesa KB............................20 6.5 Minerály východní části masivu......................................................................................25 7 Diskuze....................................................................................................................................27 7.1 Peralkalický masiv Khan Bogd, jeho stavba a DPZ.........................................................27 7.2 Srovnání s podobnými typy mineralizací.........................................................................27 8 Závěr.......................................................................................................................................30 9 Summary.................................................................................................................................31 10 Použitá literatura:..................................................................................................................32 11 Přílohy...................................................................................................................................36 11.1 Fotografie z terénu.........................................................................................................36 11.2 Tabulky..........................................................................................................................39 11.3 Články...........................................................................................................................40
Khan Bogd, a desert realm of gods, of burning sun and cutting wind. From here we start on our roads to hell and disappear therein. S. Prokopchuk, 1974
1
Úvod
Bakalářská práce „Peralakalický masiv Khan Bogd v Mongolsku“ mi byla zadána 25. září 2008 na Ústavu geologie a pedologie. Tehdy jsem ještě nevěděl, že já sám budu přítomen při terénních výzkumech tohoto masivu. Khanbogdský peralkalický granitický masiv je jedním z největších na světě. Nachází se v jižním Mongolsku v poušti Gobi a doposud mu nebylo věnováno tolik pozornosti co jiným malým a méně významným ložiskům vzácných prvků (RM) a prvků ze skupiny vzácných zemin (REE). Cíle zadané práce spočívaly ve zpracování literární rešerše v širším zaměření předkládané bakalářské práce, shrnutí poznatků o zajímavých fenoménech v oblasti výskytů peralkalických hornin na sledovaných lokalitách masivu Khan Bogd. V terénní etapě bylo cílem shromážďování první kolekce reprezentativních horninových vzorků, provedení jejich pilotního laboratorního průzkumu, který je založený na provozně využívaných metodikách pracoviště Ústavu geologie a pedologie a jejich základní zhodnocení. Získaná data budou dále využita v rozšířeném pojetí v rámci diplomové práce, v souvislosti s pokračujícím výzkumem. V této práci jsou dále zpracovány literární podklady publikované o masivu Khan Bogd, který představuje intruzi alkalických granitů permského stáří v poušti Gobi. Přítomné pegmatity představují velmi zajímavé zdroje vzácných kovů (Zr, Nb, Y) a REE. Tato práce
je zaměřena zejména na granity, pegmatity a s nimi se vyskytující aplitové
a ekeritové žíly. Nicméně další typy žilných hornin, korové xenolity a další magmatické horniny byly rovněž odebrány a budou v budoucnu podrobeny výzkumu. Jedním z dalších cílů je stručný charakter a popis Khan Bogdského masivu jako biotopu pouštních druhů rostlin a živočichů. Pouštní klima je v tomto případě limitujícím faktorem, který nedovoluje většině organismů osídlit toto území, přesto je však masiv domovem mnoha specifických pouštních druhů. 1
2
Historie výzkumů
Khan Bogdský masiv byl objeven ruskými geology v letech 1950 až 1960 (Kovalenko et al., 1973). V těchto letech zde byly objeveny piezoelektrické krystaly křemene, ale alkalický granit nebyl popsán. Po těchto průkopnických analýzách zůstávalo více než 99% území bez vědeckého zpracování. Rozsáhlá území masivu nebyla až do 70. let zpracována a popsána ani na mapách s měřítkem 1 : 1 000 000. Po první ruské expedici, která se čistě zaměřovala jen na hledání ložisek pro ekonomicky nejvýhodnější těžbu, se zde objevila rusko-mongolská expedice, která mapovala masiv v letech 1960 až 1980 a pak později až do roku 2000. Druhá expedice měla větší přínos pro celkový popis masivu. Tato expedice zjistila, že masiv Khan Bogd je tvořen typickým alkalickým granitem a je důležitou součástí rozsáhlého jiho-gobijského pásu alkalických granitů, které jsou spjaty do Gobi-Tien Shan pásu z pozdně paleozoické riftové zóny, která je velmi příbuzná alkalickým horninám v centrálním asijském riftovém pásu (Kovalenko, Yarmoluyk, 1995). Teprve v roce 2000 výzkumníci klasifikovali pegmatity jako důležitý zdroj vzácných kovů a REE. Od této doby publikoval Kovalenko novou detailnější studii, v níž jako první publikuje stáří masivu zjištěné pomocí datování zirkonu a představuje nový model geneze této intruze (Kovalenko, et al 2006). Nově Amaramgalan, mongolský doktorand z MUST (Mongolian University of Science and Technology) v Ulaanbataru, studuje geochemické charakteristiky alkalických granitů se zaměřením na zdroj a vývoj magmatické intruze Khan Bogdu. Nízký stupeň poznání masivu v regionálním měřítku přetrvává dodnes a to z důvodu drsného aridního klimatu v kombinaci s náročným terénem. V současnosti je masiv studován skupinou vědců ve složení Kynický, Chakhmouradian, Mašek, Xu, Samec, Cihlářová (např. Kynický et al. 2003, 2004, 2009a, Mašek et al. 2009a, 2009b). Jako hlavní cíl si klademe důkladné zmapování ložisek REE a vysvětlení dosud nevyjasněných otázek o vzniku a následném utváření masivu.
2
3 3.1
Systém a klasifikace hornin a minerálů oblasti Khan Bogd Vývoj klasifikace granitických hornin
Systematické utřídění vyvřelých hornin čekalo na ucelenou klasifikaci dlouhou dobu. Důvodem bylo, že množství petrografů (Rosenbusche, Zirkela, Johannsesna, Niggliho, Trögera a další) se snažilo o přesnou a jednoznačnou klasifikaci. Horniny ale nemají povahu přirozených jednotlivých druhů, velmi často se prolínají , a proto se musely určit hranice mezi jednotlivými typy hornin dohodou. Švýcarský petrograf Albert Streckeisen jako první předložil svůj klasifikační systém v roce 1962, ten pak procházel dlouhou řadu let obměnami a úpravami, až se stal mezinárodně uznávanou příručkou. Tato příručka je však založena na chemické systematice a potřebě čerstvých vzorků kvůli přítomnosti méně stabilních klasifikačních oxidů (SiO2) (Streckeisen, 1978). Následkem předchozích rozporů se subkomise IUGS (Mezinárodní Unie Geologických Věd) rozhodla, že v nové klasifikaci se nebude zabývat spekulativními problémy geneze hornin, ale bude vycházet z objektivně zjistitelných parametrů a horniny bude klasifikovat podle toho, co aktuálně jsou. V případě, kdy nelze horninu určit kvůli vysoké jemnozrnnosti, přítomnosti skla nebo kvůli jiným netypickým parametrům, je hlavním kritériem ke klasifikačnímu určení minerální složení, které je stanovené v přesných objemových procentech zastoupených minerálů. Další podmínkou nové klasifikace bylo maximální využití již zavedených názvů a klasifikační pole jednotlivých hornin vymezit jednoduchými a zapamatovatelnými hranicemi. Jako klasifikátory pak byly použity tyto minerály a minerální skupiny: Q = křemen A = alkalický živec (ortoklas , mikroklin, perthit, anoroklas a albit) P = plagioklas, skapolit F = foidy (leucit a pseudoleucit, nefelin, minerály sodalitové skupiny a analcim) M = mafické minerály (slídy, amfiboly, pyroxeny, olivín, opakní minerály a akcesorické minerály jako je zirkon, apatit, titanit a další
3
3.2
Granitické pegmatity
Granitické pegmatity jsou vyvřelé horniny, které mají vlastní charakteristické rysy. Mezi tyto charakteristiky patří zejména zonální stavba, pegmatitové textury, přítomnost vzácných minerálů a zároveň celkové chemické složení, které je velmi blízké granitu (Novák, 2005). Texturní diferenciace je jedním z velmi markantních znaků. Pegmatit má zpravidla zonální stavbu, která se liší velikostí zrn i mineralogickým složením (obr.3 – viz přílohy). Při frakční krystalizaci v taveninách dochází k úbytku některých prvků a zároveň koncentraci jiných prvků. Stupeň frakcionace se odráží jak ve vzniku nových fází, to jsou například beryliové, lithiové nebo cesiové minerály. V důsledku změny chemického složení taveniny dochází ke změně krystalizace minerálů, například: slídy: biotit → muskovit → trilithionit → polylithionit; granáty: almandin → spessartin; turmalíny: dravit → skoryl → elbait → rossmanit. Žilná tělesa, která jsou tvořena granitickými pegmatity, bývají mocná do 10 maximálně 100 metrů (Novák 2005). Granitické pegmatity můžeme rozdělit podle původu taveniny na dvě skupiny. První skupina je charakteristická pegmatitovou taveninou, která je produktem diferenciace granitické taveniny, druhá skupina se liší tím, že k diferenciaci granitické taveniny nedošlo, a pegmatitová tavenina je výsledkem roztavení prvků jiné horniny. Velmi často dochází ke kontaminaci taveniny, což je proces, kdy dochází k přimísení takových chemických látek, které by nemohly být výsledkem běžné frakcionace granitické taveniny. Příkladem kontaminace můžou být pegmatity pronikající serpentinity, které jsou obohaceny hořčíkem. Problém kontaminace je ale velmi málo prozkoumaný. Nevíme přesně, jakými mechanismy a ve kterých fázích vývoje pegmatitu dochází ke kontaminaci. Protože se ukazuje, že hlavní část krystalizace více frakcionovaných granitických pegmatitů probíhá v uzavřeném nebo téměř uzavřeném systému, zdá se tedy, že ke kontaminaci dochází zejména během pohybu pegmatitové taveniny do hostitelské horniny. V pegmatitech je významně přítomné velké množství vzácných prvků jako je například Li, Be, B, Mn, REE, Sn, Cs, Ti Zr, Ta, Nb, Th, U a dalších. Častým jevem je převaha jednoho prvku nad ostatními, která je způsobena specifickou paragenezí. Tvorba turmalínu je tak podmíněna vyšším obsahem bóru, lepidolit je vázán na obsah lithia a beryl na byrylium. Pegmatity bohaté fosfáty, jako je monazit a xenotim, jsou zároveň bohaté na prvky ze skupiny vzácných zemin (REE), rutil, ilmenit nebo titanit mají 4
vysoký obsah titanu. Pokud se k němu přidá zirkonium, případně tantal a niob, může dojít ke vzniku zirkonu, tantalitu a columbitu. Tvorba korundu je podmíněna přebytkem hliníku, současně s nadbytkem fluoru může vznikat topaz. Pegmatity jsou dlouhou dobu těženy pro jejich silnou koncentraci litofilních prvků a vzácných kovů jako je Be, Li, Rb, Cs, Sr, Ta, Nb, REE a U.
3.3
Klasifikace granitických pegmatitů
Dnes nejčastěji používanou klasifikací pro granitické pegmatity je klasifikace prezentovaná Černým (1991), ta navazuje a rozšiřuje klasifikaci Ginzburga et al. (1979). Granitické pegmatity jsou v této klasifikaci řazeny podle hostitelské horniny, v níž vznikají.
Tabulka 1: Klasifikace granitický pegamtitů podle Černého (1991), následně modifikováno a doplněno o subtypy Novákem (2005). Třída
Subtyp
Typické minerály
abysální
dumortieritový
dumortierit, turmalín, muskovit
skupina subabysální
cordieritový
cordierit, turmalín, biolit
turmalínový
turmalín, apatit, cordierit
andalusitový
andalusit, apatit, turmalín
muskovitová
muskovit
muskovitová – vzácných prvků
muskovit, beryl, spodumen
vzácných prvků
tab. 2
tab.2
miarolitická
5
Tabulka 2: Klasifikace granitických pegmatitů třídy vzácných prvků (upraveno podle Černý, 1991; pegmatity vzácných zemin členěny podle Wise (1999), modifikováno o další typy Novákem, 2005). Typ
Subtyp
Typické minerály
primitivní
turmalínový
turmalín (skoryl, foitit), apatit, ilmenit, granát
andalusitový
andalusit, turmalín, ilmenit, muskovit
fosfátový
triplit, zwieselit, trifylín, turmalín, ixiolit
vzácno-zeminový allanitový euxenitový
allanit, fluorit, monazit, magnetit euxenit, aeschynit, allanit, monazit, zirkon, xenotim, ilmenit, (beryl)
gadolinitový
gadalinit, fergusonit, allanit, xenotim, samaskit, euxenit, aeschynit, zirkon, (beryl)
berylový
komplexní Li
beryl-columbitový
beryl, columbit, niobový rutil
beryl-columbit-
beryl, columbit-tantalit, trifylín, triplit,
fosfátový
zwieselit
spodumenový
spodumen, beryl, tantalit, amblygonit, montebrasit, kassiterit, trilithionit, polucit
petalitový
petalit, beryl, trlith
lepidolitový
trilithionit, polylithionit, elbait, beryl, amblygonit, psodumen, petalit, mikrolit, topaz, polucit, kassiterit, manganocolumbit, manganotantalit, stibiotantalit
elbaitový
elbait,liddicoatit, beryl, polylithionit, hamberit, kassiterit, danburit, rhodizit, manganocolumbit, spodumen, petalit
amblygonitový
amblygonit, montebrazit, beryl, trifylín, tantalit, kassiterit
albit-
spodumen, kasiterit, beryl, tantalit, apatit,
spodumentový
columbit
albitový
tantalit, beryl, kasiterit
6
Pegmatity abysální třídy vznikly při metamorfních pochodech v horninách vyšší amfibolitové až granulitové facie (P ~ 9-4 kbar; T ~ 800-700 °C). Většinou tvoří menší tělesa bez dutin a minerálně jsou poměrně jednoduché. Pegmatity subabysální třídy se tvořily v menší hloubce za nižších tlaků než předchozí skupina (P ~ 5-2 kbar; T ~ 750-650 °C), což odpovídá amfibolitové facii. Jsou velmi podobné abysálním pegmatitům, ale obsahují některé nízkotlaké minerály, jako je andalusit, cordierit-sekeninait nebo i silimanit. Pegmatity muskovitové třídy díky obsahu živců a muskovitu bývají označovány jako keramické. Výskyt je v horninách amfibolitové facie, které vznikly za relativně vyšších tlaků metamorfózy (P ~ 8-5 kbar; T ~ 650-580 °C). Tyto pegmatity mohou dosahovat obrovských měřítek (desítky metrů) a často mají komplikovanější mineralogii i texturu než abysální pegmatity. Často tvoří konformní a diskordantní tělesa. Pegmatity třídy muskovitové – vzácných prvků jsou spojnicí mezi třídou muskovitových pegmatitů a pegmatitů vzácných prvků. Mezi hlavní charakteristické znaky patří vysoké množství muskovitu, výskyt v horninách, které vznikly za vyšších tlaků (P ~ 7-3 kbar; T ~ 650-540 °C) a přítomnost vzácnozeminových minerálů. Pegmatity třídy vzácných prvků jsou nejmnohotvárnější skupinou granitických pegmatitů. Vznikly v metamorfovaných horninách amfibolitové facie až facie zelených břidlic. Prostředí vzniku bylo vystaveno nižšímu tlaku než u předchozích případů (P ~ 4-2 kbar; T ~ 650-450 °C). Velikost těles, která jsou tvořena tímto typem pegmatitů, se může velmi lišit a to od drobných těles až po tělesa o mocnosti 100m a délce 2 km. Tělesa mohou tvořit dutiny a to dosti často. Miarolické pegmatity jsou typické výskytem primárních dutin. Vznikají v nízkých hloubkách blízko povrchu (P ~ 2-1 kbar). Mineralogicky i texturně jsou jednoduší než předchozí třída. Obvyklá je tvorba konformních a diskordantních těles, kapes, čoček a diskordantních žil.
7
4 4.1
Khan Bogd Charakteristika území
Granitický masiv Khan Bogd se se rozprostírá na jih od somonu (provinčního města) Khan Bogd, po kterém byl pojmenován. Nejvyšší kótu v celém masivu Khan Bogd představuje stejnojmenná hora Khan Bogd Uul (1350 m). Khan Bogdský masiv je velmi výrazně erodován a představuje horský masiv vystupující z roviny pouště Gobi s lokálním převýšením až 200 metrů (ve většině případů 50 metrů) (obr. 4 – viz přílohy). Do masivu se zařezávají hluboká a úzká údolí s tvarem písmene V. Svahy těchto údolí nepřesahují délku stovek metrů, ale jsou velmi prudké. Ze satelitního snímku je patrné, že masiv je tvořen dvěma ringovými tělesy, které na sebe těsně navazují. Západní těleso zaujímá kruhovou plochu s průměrem cca 32 km, východní těleso je značně menší a jeho průměr nepřesahuje 15 km. Celková plocha masivu má cca 1007 km2.
4.2
Klima
V mongolštině znamená Gobi poušť nebo vyprahlá planina. Místní lidé tento název používají rovněž pro nafoukané písečné oblasti, které se vyskytují na východě a jihu Mongolska (oblast Khan Bogdu). Tento region není příliš přátelský, zimní období (od listopadu až do dubna) je charakteristické teplotami, které klesají k teplotě -40 °C. Jaro a časné léto jsou typické silnými severozápadními větry a písečnými (prachovými) bouřemi a průměrnými až velmi vysokými teplotami. V jižním Mongolsku dosahuje teplota po 40 dní v roce více než 38° C. Velké roční i denní teplotní rozdíly jsou značné a běžně dosahují i 30 °C rozdílu mezi dnem a nocí. Roční srážkový úhrn je velmi limitovaný a při dlouhodobém měření nepřevyšuje 72 mm. Srážky mají přívalový charakter, a proto se zde vyskytují periodické toky řek. Ojedinělé stromy se vyskytují pouze podél těchto periodických toků (obr. 5 – viz přílohy) (Samec et al, 2006).
8
4.3
Vodní režim
V dané lokalitě je voda nejvíce limitujícím faktorem pro život. Pro celkový náhled na vodní režim v oblasti masivu Khan Bogd potřebujeme širší pohled. Okruhy zkoumání, které se tohoto tématu týkají, jsou klimatologie, meteorologie, hydrologie, geologie a antropické ovlivnění (Juříčka et al., 2009). V aridních podmínkách bývá zdroj pitné vody převážně ve vádí (Wheater, 2002). Vádí jsou údolí vzniklá erozí občasného toku. Největší část roku jsou vádí vyschlá a povrchová voda jimi protéká jen v případě prudkého nebo dlouhodobého deště. Dno těchto suchých řečišť tvoří horninová suť (štěrk a písek), takže při menších srážkových úhrnech se zde voda rychle vsákne. Tato vlastnost dna způsobuje, že vádí funguje jako podzemní nádrž. Při kopání půdních sond ve vádí masivu Khan Bogd se nacházela hladina podzemní vody již v hloubce 70 cm pod povrchem. Tohoto jevu jsme si všimli i na předchozích lokalitách, kde hloubka studní nepřesahovala dva metry. Z tohoto jednorázového měření hloubky hladiny podpovrchové vody byl vytvořen informativní výpočet objemu vody ve vádí. Pro výpočet jsme využili družicových snímků, abychom spočítali plochu hlavních vádí na území masivu a při terénních šetřeních jsme určili průměrnou hloubku v závislosti na šířce vádí. David Juříčka (2009) uvádí, že v masivu Khan Bogd se ve všech vádí celkem vyskytuje cca 395 000 m3 vody. Tento výpočet je pouze informativní a nebyl při něm brán ohled na vnitřní vlivy (horninová a puklinová propustnost, doplňování, odběr aj.).
4.4
Degradace půd a desertifikace
V Mongolsku je velká část ekonomiky postavena na pastevectví. Proto má také Mongolsko
světové
prvenství
v počtu
hospodářských
zvířat
(44 mil.
kusů)
(mzv.cz, 2010). Jižní Mongolsko není výjimkou a přes polopouštní podmínky je území využíváno k pastevectví. Velká stáda působí degradaci půdy především u vodních zdrojů, kde stále zvyšují obsah dusičnanů v půdě. Vzhledem k absenci jakýchkoliv ochranných zón okolo mělkých kopaných studní, dochází k znečišťování „pitné“ vody. V důsledku kontaminace vody fekálním znečištěním předpokládáme, že dochází i k znečištění mikrobiálnímu (Novotná et al., 2009). 9
Největší škody při pastevectví působí kozy, které spásají trávu i s kořeny. Půda zbavená pokryvu je pak daleko náchylnější na vodní i větrnou erozi (Hudec, 2007). Častým jevem, který se dá pozorovat na takovýchto plochách, je pouštní dlažba. Je to jev, kdy je odnesena jemná zemina a na postižených plochách zůstává jen štěrková a kamenitá frakce. Desertifikace je problémem u všech pouští a poušť Gobi není výjimkou. Mezi hlavními příčinami jsou přírodní podmínky (klimatické podmínky, srážkový stín aj.). Přirozené pochody mohou být umocněny lidskou činností, jako je již zmiňovaná degradace půd v závislosti na pastevectví nebo destrukce lesních porostů a povrchová těžba. Poušť Gobi dnes zaujímá odhadovanou plochu 1 300 000 km2 a neustále se rozšiřuje. Expanze je velmi rychlá a každým rokem tak mizí 3 600 km2 pastvin. Protože poušť se šíří hlavně jižním směrem, je nucena se zabývat tímto fenoménem hlavně Čína. Číňané realizují řadu projektů ke zpomalení postupu pouště. Nejnovější plán je známý pod názvem Zelená čínská zeď a měl by jej představovat obrovský pás lesů (Vlček, 2009).
4.5
Přehled rostlin a živočichů
I přesto, že Khanbogdský masiv se nachází uprostřed pouště Gobi, můžeme mluvit o vysokém zastoupení různých druhů živočichů a rostlin. Negativní vliv na rostlinný pokryv a volně žijící druhy živočichů mají místní obyvatelé, kteří se živí pastevectvím a jejich dobytek vypásá polopouštní vegetaci. 4.5.1
Rostliny
Mezi rostliny vyskytující se na daném území patří kavyly (Stipa sp.), pelyňky (Plantago sp.), pýr (Agropyrum sp.), smělek (Koeleria sp.) a kostřava (Festuca sp.) (Samec, 2005). Mezi nízké dřeviny můžeme zařadit bělostník růžkatý (Krascheninnikovia ceratoides), bytel rozprostřený (Kochia prostrata), slanobýl ruský (Salsola australis), tamaryšek (Tamarix elongata a Tamarix hispida), Calligonum calliphysa a Sympegma regelii. Tyto rostliny nepřesahují výšku jednoho metru a tvoří osamocené přízemní keře. Jilm sibiřský (Ulmus pumila) jako jediný strom snáší zdejší aridní klima, ale vyskytuje se pouze na okrajích vádí, kde je voda jen několik metrů pod povrchem. Na jilmu je patrné přizpůsobení daným klimatickým podmínkám – zesílení kůry a zmenšení listů (jsou pouze 1-2 cm dlouhé) (obr. 6 – viz přílohy). 10
4.5.2
Živočichové
Z živočišné říše je možno se v oblasti masivu Khan Bogd potkat s ovcí argali (Ovis ammon), která je velmi podobná muflonovi jak hmotností, tak celou stavbou těla. Na území masivu jsme našli pozůstatky ovce argali a dokonce i gazely džejran (Gazela subgutturosa) (obr. 7 a 8 – viz přílohy). Mezi další zvířata v poušti patří velbloud dvouhrbý (Camelus bactrianus), který se zde vyskytuje nejen v divoké, ale i v domestikované formě. Častým zvířetem je divoký gobijský osel (Equus hemionus) (Udvardy, 1975), kterému se říká gobijský kulan. Dané území je domovem posledních kusů volně žijícího koně Převalského pojmenovaného podle ruského geografa Przewalski, který jej zde roku 1879 objevil. Pražská zoologická zahrada má velký význam na udržení tohoto druhu před vyhynutím, odchovali přes 150 hříbat a několik desítek jich pustili do volné přírody Mongolska. Z větších hlodavců jsou zde pískomilové, tarbíci, křečci a svišti. Mezi zde žijící plazy patří jedovatý ploskolebec zakavkazský (Gloydius intermedius) nebo ještěrka agama sluneční (Phrynocephalus versicolor) (obr. 9 a 10 – viz přílohy), charakteristická červenou skvrnou na boku (Samec, 2006). V důsledku velmi suchého klimatu, kdy relativní vzdušná vlhkost se přes den blíží k 0 %, se na daném území houby, plísně vyskytují jen ve velmi malém množství. Tento fakt má velký význam na rozklad odumřelých organismů – nic nehnije, jenom usýchá. Například přežívající jilm může mít po řadu desetiletí více než 95% dřevinné hmoty zcela mrtvé. K poušti Gobi se vztahují i mnohé legendy a vyprávění o tajemném živočichu, který se v místním nářečí nazývá Olgoj Chorchoj. Údajně jde o 1 až 1,5 metru dlouhého slepého červa, který by měl žít v písečných oblastech a měl by mít na svědomí i lidská úmrtí. Pro současné vědce je tento tvor stále velkou hádankou... V prehistorické době byla biodiverzita na území Khan Bogdu vyšší. Před 300 milióny let v období karbonu byla tato část mořským dnem. Pak nastala horotvorná činnost, která vyvrásnila pohoří Altaj a Ťan-šan. V období druhohor se toto území stalo velmi úrodnou oblastí, kterou velmi hojně obývali dinosauři. Dodnes je po nich možno nalézt v těsném okolí masivu kosterní pozůstatky, dinosauří vejce a různé další zkameněliny (Kynický et al., 2009b). Koncem období křídy došlo k významným klimatickým 11
změnám. Kritickou změnou bylo snížení srážkového úhrnu na minimum. Z tohoto důvodu došlo ke změně biotopu a druhové skladby a vzniku pouště (Samec et al., 2004).
Informace o výskytech vybraných druhů rostlin a živočichů mají v oblasti zjevně nejen bioindikační význam, neboť mohou poukazovat na pestrost potravních příležitostí, biotopů a přirozenost stanovišť, ale předpokládáme, že při možném využití ložiska může monitoring jejich výskytů sloužit k označování území vhodných k dlouhodobé ochraně.
12
5 5.1
Metodika výzkumu Terénní výzkum
Terénní výzkum masivu Khan Bogd se uskutečnil během expedic do Mongolska v letech 2003 až 2009. Celkově bylo odebráno cca 150 kg horninového materiálu. Při poslední expedici se nám podařilo přivézt i vrtná jádra z oblasti Khan Bogd, které nám darovala společnost Ivanhoe Mines, která provádí těžbu mědi a zlata na gigantickém ložisku Oyu Tolgoi (cca 8 km západně od masivu Khan Bogd).
5.2
Dálkový průzkum Země
Pro analýzu družicových snímků využíváme program IDRISI Taiga nebo Andes. Ústav geoinformačních technologií na Lesnické a dřevařské fakultě je jedním z jeho „Idrisi Resource Centers“. Družicové snímky, se kterými jsme pracovali, jsou volně dostupné ke studijním účelům ze serveru
http://edcsns17.cr.usgs.gov/EarthExplorer/. Nejvhodnější
pro DPZ se ukázaly snímky z družice Landsat. Po předchozích zkušenostech s multispektrální analýzou jsme použili spektrální pásma TM-1 (modré 0,45-0,52 μm),
TM-4 (blízké infračervené 0,76-0,90 μm) a TM-7 (střední infračervené 2,08-2,35 μm). Tato pásma byla dosazena do vizualizace v pořadí BGR (blue, green, red). Tato vizualizace má podle dosavadních pozorování při geologickém průzkumu nejvyšší kontrast hornin a minerálů (Mašek et al., 2009b). Pro zvýraznění vegetace se využívá metody false color, kdy se použijí spektrální pásma TM-2 (zelené 0,52-0,60 μm), TM-3 (červené 0,63-0,69 μm) a TM-4 (blízké infračervené 0,76-0,90 μm) v pořadí BGR. Takto zvýrazněná vegetace se zpravidla zobrazí červeně (obr. 11 – viz přílohy) (Dobrovolný, 1998). 5.3
Laboratorní výzkum
Detailní i orientační studium odebraných vzorků bylo provedeno na zakrytých i leštěných výbrusových preparátech hornin. Díky mikrosondovým analýzám na skenovacím elektronovém mikroskopu Cameca SX 100 na Ústavu geologických věd Přírodovědecké fakulty Masarykovy univerzity bylo analyzováno a určeno základní chemické složení minerálů. Detailní chemické analýzy vybraných minerálů byly vyhotoveny metodou laserové ablace na Ústavu chemie Přírodovědecké fakulty MU. 13
6
Geologická stavba masivu Khan Bogd
6.1
Erozně-geomorfologická charakteristika masivu Khan Bogd
Khanbogdský masiv se nachází na náhorní plošině s nadmořskou výškou 1100 metrů, sám se pak zvedá o dalších 250 metrů nad okolní terén. Oproti okolí je na masivu velmi patrné působení exogenních sil planety, a to zejména vody, větru a extrémních změn teplot. Celý masiv je rozřezán úzkými avšak hlubokými údolíčky, které ve většině případů mají délku svahů kratší než 50 metrů. Působení prudkých přívalových srážek, které se objevují třeba jen jednou ročně, má za následek výraznou erozi. V místech, kde se vyskytuje tvrdý podklad a větší sklon (vnitřní část masivu), vykazují údolí tvar úzkého písmene V. Svahy těchto údolí mají velmi často větší sklon než 50%. Na okrajích masivu se tato údolí rozšiřují a úplně se ztrácejí v rovině okolního terénu. Avšak na těchto místech jsou patrné výplavové kužely, tvořené štěrkopískovým materiálem. Tyto kužely jsou velmi dobře zřetelné při použití metod DPZ (Juříčka et al., 2009). Kromě vody působí na horniny Khanbogdského masivu také vítr, konkrétně abrazivní účinky drobných částic unášených větrem. Vlivem tohoto faktoru vznikají geometrické tvary fasetovaných kamenů (hranců) a vyhloubené útvary v horninách, které jsou velmi podobné naším Venušiným miskám (obr. 12 – viz přílohy). Sloučením faktorů větru, extrémních teplotních rozdílů, vzlínáním vody a spoluúčasti bakterií dochází k akumulaci a vysrážení oxidů železa a manganu na povrchu úlomků hornin a minerálů. Tento jev se nazývá pouštní lakování. Pouštní lak je patrný na pouštní dlažbě, balvanech a skalních defilé. Jemná abraze způsobuje úplné vyleštění „lakovaného povrchu“ a proto má většina hornin mastný lesk a tmavší barvu. Můžeme porovnat se snímkem Pouštní větrání granitů (obr. 13 a 14 – viz přílohy) (Hanžl, 2001).
6.2
Okolní litologické asociace
Horninové asociace, které se nacházejí v okolí masivu, zastupují širokou škálu různých typů. Mezi hlavní patří vývoj Tsokiotského vulkanického systému a bimodální
14
vulkanický systém a který je doprovázen mladšími mesozoickými a kenozoickými sedimentárními asociacemi (Kynický et al., 2004). Khan Bogd se nachází v tarimské pánvi (Badarch et al., 2002) v depresi stejného jména, jaké má celý masiv (Kovalenko et al., 2006). Tato deprese je vyplněna svrchnopaleozoickými vulkanickými a sedimentárními horninami. Ty pak vystupují na povrch ve formě skalních výchozů, které obklopují vlastní intruzi Khan Bogdu ze severu, jihu i východu. Západní část je tvořena křídovými červenými pískovci, které nejvýrazněji vystupují 100 km severozápadně od Khan Bogdského masivu. Jsou zde světoznámá naleziště zkamenělých dinosauřích fosílí a prehistorických živočichů, konkrétně v oblasti kotliny Nemegt, Altan Ull, Bayan Dag, Tigriigin Shire a dalších (Kynický et al., 2009b). Nejstaršími horninami v širším okolí masivu Khan Bogd jsou pásma zelenokamenů (z období permu), která vystupují na povrch v blízkosti jižního exokontaktu masivu Khan Bogd. Tato pásma zelenokamenů jsou součástí mocné asociace sedimentárních a vulkanosedimentárních souvrství (Kovalenko, Yarmoluyk, 1995). Spodní souvrství této horninové asociace je tvořeno mocnou zónou zelenokamenů, která představuje bazické vulkanické horniny, do nichž intrudovaly bazické až intermediální plutonity - zejména pak gabra. Jednotlivé polohy bazických vulkanických hornin jsou navzájem odděleny vrstvami pískovců a polohami jaspisů (Vaglio, 2007). Horní souvrství má pak oproti předchozímu velmi složitou stavbu. Mezi zde vyskytujícími se sedimentárními horninami dominují křemence, křemité a křemenživcové pískovce. Toto souvrství je charakteristické několikrát přerušeným sledem spodnopaleozoické sedimentace (Kynický et al., 2004). Mohutná souvrství permokarbonských sedimentárních hornin pánve Khan Bogd, která transgresivně nasedají na starší sedimenty, se dají označit jako svrchnopaleozoické stratifikované
souvrství.
V této
asociaci
jsou
přítomny
sedimentární,
ale
i vulkanosedimentární horniny. Zastoupeny jsou hlavní konglomeráty, písky, pískovce, aleurolity, tufy a tufity kyselého složení o mocnosti okolo 150 m. Některé vrstvy obsahují zkamenělé rostlinné segmenty, které pravděpodobně pocházejí z období středního karbonu (Kynický et al., 2003).
15
U severního kontaktu se nacházejí mocné lávové příkrovy, které od sebe oddělují vulkanosedimentární horniny. Spodní lávový sled je tvořen těmito hlavními příkrovy: spodní andezitový, střední ryolitový a svrchní bimodální příkrov. Vulkanické a vulkanoklasické horniny, které vznikly v období permu, se střídají s podružnými čistě sedimentárními horninami a tvoří pestrý spodní andezitový příkrov. U výchozu
tohoto vrstevnatého sledu se vyskytují vulkanity zastoupené převážně
porfyrickými andezity o mocnosti 180-200m, dále jsou v mocném souvrství střídající se vulkanoklastika a konglomeraty (cca 300m), na které navazuje poloha tufitů s bohatou zachovalou florou (cca 80m), poslední vrstvou jsou pak kyselejší tufy (120m). Tento kyselejší sled je prorážen přívodními drahami ryolitů a na něj nasedá opět mohutná poloha střídajících se vulkanoklastik s čistě sedimentárními horninami (cca 100-130m). Všechny předchozí byly ještě překryty velmi mohutným sledem andezitových příkrovů (i přes 1000m), které jsou v malé míře střídány drobnými polohami (do 3m) kyselých vulkanoklastik (Kovalenko et al., 2006). Střední ryolitový příkrov je z období permu a vystupuje na povrch podél severního a východního kontaktu masivu Khan Bogd. Tato ryolitová asociace je tvořena příkrovy ryolitů, ryolit-dacitů, porfyrických trachydacitů a vulkanosedimentárními ekvivalenty předchozích o celkové mocnosti okolo 300 m, dále sledem porfyrických andezit-dacitů (150m), na něž nasedají opět ryolity i s reliktními přívodními drahami o mocnosti okolo 100m. Ty se pak dále střídají v menší míře i s bazalty o celkové mocnosti do 40 m. Svrchní bimodální příkrov je popisován z centrální části severního kontaktu masivu Khan Bogd a je tvořen bazalty a andezitovými bazalty na straně jedné a ryolity a trachyryolity na straně druhé. Obě série bimodálního vulkanismu jsou doprovázeny i jejich tufy. Výše zmiňované příkrovy jsou dále pronikány přívodním drahami již erodovaných vulkánů a tyto přívodní dráhy jsou tvořeny trachyliparity a porfyrickými mikrogranity (Kynický et al., 2004).
16
Obrázek 1: Geologická mapa Mongolska (Badarch et al., 2002) a zjednodušená geologická mapa masivu Khan Bogd (upraveno podle Kovalenka et al., 1973). a – alkalické granity západního tělesa, b – alkalické granity východního tělesa, c – vulkanické a vulkanosedimentárníhorniny, d – alkalické biotitové syenity, e – žilná tělesaekeritů,
pegmatoidních
granitických
hornin,
porfyrických
mikrogranitů,mikrosyenitů a mikromonzonitů
17
6.3
Vnitřní stavba masivu
Hlavní intruzivní magmatické horniny Khanbogdského masivu mají velmi podobné rysy a označují se jako hlavní intruze peralkalických granitů (respektive jako granity hlavní intruzivní fáze – zkratka MIP), viz. např. Kovalenko (2006). Na základě terénních měření výchozy Khan Bogdských granitoidních hornin představují vrcholovou partii intruze obklopenou nadložními přikontaktními hostitelskými horninami. Na hranici intruze je povrch kontaktu mezi alkalickými granity a okolními horninami ukloněn pod malým úhlem. Toto zjištění je konzistentní s tvarem lakolitu jak předložil ve svém modelu Kovalenko (2006), na základě geofyzikálních měření (gravimetrie). Na základě terénních měření výchozy Khan Bogdských granitoidních hornin představují vrcholovou partii intruze obklopenou nadložními přikontaktními hostitelskými horninami. Na hranici intruze je povrch kontaktu mezi alkalickými granity a okolními horninami ukloněn pod malým úhlem. Toto zjištění je konzistentní s tvarem lakolitu jak předložil ve svém modelu Kovalenko (2006), na základě geofyzikálních měření (gravimetrie). Ve skutečnosti první geofyzikální studie komplexu Khan Bogd byla provedena ruskomongolskou expedicí pod vedením Zorina (1993). Profily gravimetrických měření byly provedeny ve směru jihovýchod – severozápad skrze ringovou intruzi, pozice měření byly cca 2 km od sebe vzdáleny. Gravimetrický profil indikoval granitovou intruzi s rovným dnem typickou pro lakolity. Navíc jejich výsledky naznačovaly kontakt mezi granity a okolními horninami v hloubce cca 7 km v severozápadní části komplexu snižující se až na úroveň 4,5 km v centrální části a 1 až 2 km v jihovýchodní části Khan Bogdu. V souladu s Kovalenkem (2006) předpokládáme, že intruze masivu představuje plošně rozlité těleso v karbonských hostitelských horninách v blízké asociaci se sérií Tsokiot. Intruze se rozlila podél již dříve existujících oslabených zón . Následná eroze pak odhalila dvě samostatné intruze uvnitř komplexu oddělené pásmem reliktů Tsokiotské formace. Tsokiotská formace je složena z bimodální série bazaltů a porfyrických ryolitů, které mohou být jednoduše identifikovány již zdálky jako zelené a růžové horniny tvořící elevace. 18
Odlišné magmatické fáze Khan Bogdského komplexu a jejich vzájemné vztahy popsal již Kovalenko (2006) v pořadí od nejstarších k nejmladším: 1. krystalizovaly alkalické granitické horniny hlavní intruzivní fáze s akcesorickým elpiditem 2. krystalizovala žilná tělesa alkalických ekeritů, porfyrických ekeritů, pegmatoidních granitických hornin 3. krystalizovaly jemnozrnné alkalické granitické horniny s egirínem 4. krystalizovala žilná tělesa panteleritů 5. krystalizovala žilná tělesa porfyrických mikrogranitů 6. krystalizovala žilná tělesa porfyrických mikrosyenitů a mikromonzonitů (které jsou vázány na pozdní fáze rozpínání pánve, otvírání trhlin a drobnějších zlomových systémů konkordantních se směrem prodloužení intruze)
Kovalenko (2006) také představil schematický nákres, ve kterém východní těleso proráží západním, ačkoliv naše studie nenašla žádné terénní důkazy hovořící pro fakt, že východní těleso je mladší než západní. Geologická mapa (obr. 1) představuje vztah a pozici západního k východnímu tělesu vrcholové partie Tskokiocké formace, ringová tělesa ekeritů, porfyrické fluoritem nabohacené horniny a okolní horniny paleozoického, mesozoického a kenozoického stáří.
Kynický s kolektivem (2003, 2004, 2009a, 2010) uvedl, že vnitřní stavba západní ringové struktury je výjimečná i zvýšenou přítomností šlírových uzavřenin okolních hostitelských hornin a žilných těles vzácnoprvkových granitů - ekeritů, porfyrických ekeritů, pegmatoidních granitických hornin - obecně pozdních diferenciátů vázaných na zbytkové taveniny a fluida po krystalizaci alkalických granitů hlavní intruzívní fáze. Všechny výše zmíněné horniny jsou pronikány podél tektonicky predisponovaných zlomových a brekciovaných liniových struktur asociací nejmladších hornin - žilnými tělesy porfyrických mikrosyenitů a mikromonzonitů. Zároveň všechny výše zmíněné horniny nesou znaky přechodu z duktilních do křehkých deformací zejména v rytmicky zvrstvených asociacích (ekerit-aplit-pegmatitových). 19
Vnitřní stavba východního tělesa nemá až tak zřetelné rysy ringové struktury, protože těsně nasedá na západní těleso. Hlavním horninovým typem jsou jemně až střednězrnité egirínové granity a ve velké míře jsou rovněž přítomny přechody s pegmatoidními granity s akcesorickým zirkonem. Tyto granity prorážejí horninami západní ringové struktury a povrchově vycházejí v nejhlouběji erodovaných partiích východní granitické struktury. Vnitřní stavba východního tělesa je o to zajímavější, že je ve své podstatě relativně jednoduchá. Je tvořená jedním hlavním horninovým typem – jemně zrnitým egirínovým granitem, ve kterém se podle Kovalenka (2006) vyskytují biotitové a amfibol-biotitové granity a granosyenity a pozdně paleozoické horniny.
6.4
Minerály hlavních horninových typů západního ringového tělesa KB
Alkalický granit Hlavní intruzívní granit tvoří téměř celé západní těleso. Tento granit je hypautomorfně zrnitý, holokrystalický a hrubozrnný. Je tvořen zejména křemenem (50%), K-živcem (30%), egirínem (10%) a arfvedsonitem (10%). Všechny odebrané vzorky obsahují v akcesorickém množství titanit, apatit, alkalické zirkonosilikáty a kalcit. Občas přistupují nejmladší alterační produkty (Fe-oxidy, aenigmatit), nebyl objeven zirkon. Mikroklin je typický dvojčatěním. Inkluze egirínu a křemene jsou uzavírány v jeho vyrostlicích. Výbrusové preparáty umožnily pozorovat procesy albitizace, ale i primární pertitické mikrostruktury v mikroklinových vyrostlicích. Velmi častý je odmíšený albit. Mikroklin bývá postižen i sericitizací. Egirín je zelený a jeho vyrostlice jsou dlouze protažené. Téměř vždy jse vyskytuje v úzké asociaci s arfvedsonitem a občas ho i obklopuje. Na okrajích bývá zonální. Arfvedsonit je v asociaci s egirínem a má stejné poikilitické stavby. Obsahuje inkluze křemene a živců, což naznačuje, že tyto inkluze vznikaly zároveň s tmavými minerály. Arfvedsonit má tmavě modrozelené zabarvení. Přítomny jsou dva typy křemene. První má vlastnosti vyrostlic a nachází se mezi vyrostlicemi mikroklinu, egirínu a arfvedsonitu a rovněž v nich ve formě inkluzí. Druhá generace křemene v mirmekitických stavbách.
20
Apatit tvoří velmi drobné a nepravidelně rozmístěné krystaly, které jsou prizmatické a lehce poznatelné díky jejich nízkému dvojlomu a protaženému tvaru.
Alkalický porfyrický granit má stejné složení jako alkalický granit hlavní intruze, ale projevuje se u něj silnější sericitizace. Textura je porfyrická s velkými vyrostlicemi K-živců. Chemické složení hornin je typické oproti hlavním alkalickým granitům nabohacením Al2O3. Tato hornina obsahuje velké množství automorfních vyrostlic mikroklinu. Mezi těmito vyrostlicemi se velmi často vyskytují tmavé minerály (egirín a arfvedsonit). Tato hornina obsahuje zirkon, nikoliv však alkalické zirkonosilikáty. Považujeme ji za jednu z nejstarších fází intruze komplexu Khan Bogd, která měla čas na vykrystalizování ještě před intruzí hlavních granitů. Pegmatity Pegmatity Khanbogdského masivu jsou přítomny ve dvou hlavních typech těles (Kynický et al., 2003, 2004, 2009a, 2010): 1. čočky (5 až 100 m dlouhé) 2. „polohy a naduření“ v asociaci s aplitem a ekeritem. V obou případech tvoří pegmatity naduření (kupoly) ve vrcholových partiích západního tělesa často v blízkosti kontaktu s nadložními hostitelskými horninami. Pegmatity je možné rozdělit na dva typy podle mineralizace (mineralizované a nemineralizované). Zjednodušeně jsou v asociaci s aplity a ekerity. Pegmatity jsou v terénu dobře patrné zejména díky vyvětrávajícím křemeným jádrům, které mají jasné bílé zbarvení a jsou vysoce kontrastní i na družicových snímcích. Mineralizované pegmatity obsahují křemenné jádro o průměru běžně do 5 m (maximálně až do 10 m v průměru), obsahují rovněž přikontaktovou zónu s křemenným jádrem, která obsahuje velké krystaly arfvedsonitu, mikroklinu, plagioklasu a křemene, často výrazně nabohacené armstrongitem v základní hmotě. V tomto případě je hornina narůžovělá. Velké krystaly alkalických zirkonosilikátů chybí a egirín je vzácný. V jednotlivých zónách pegmatitu se liší obsah zirkonosilikátu a obsah Zr je přibližně 500-1000 ppm. Podobně jako v případě aplitických hornin jsou i v pegmatitech velké krystaly arfvedsonitů orientovány v růstových směrech skrz křemenné jádro. Mineralizované pegmatity jsou větší než pegmatity bez vzácnoprvkové mineralizace. 21
Velikost může být více než 100 m na délku a tvar pegmatitů je nejčastěji ve formě prodloužených čoček. Zonalita je podmíněna distribucí minerálů. První zóna má relativně tenký okraj od 30 cm do 1 m. Obsahuje nakoncentrované krystaly arfvedsonitu s velkými krystaly mikroklinu nebo albitu. Občas se v těchto tělesech objevují pozdní žilky s oxidy železa a sulfidů. Výjimečně obsahují tyto drobné žilky i dutiny s oxidy železa, pyritu, chalkopyritu a malachitu. Druhá zóna je nabohacena alkalickými zirkonosilikáty s velkými krystaly elpiditu společně s krystaly mirkoklinu a egirínu. Obvykle je tato druhá zóna tenčí než první zóna a nepřesahuje mocnost 3 m. V blízkosti hranice třetí zóny a křemenného jádra přecházejí krystaly egirínu do gigantických velikostí a vnikají do křemenného jádra. Jádro je zpravidla tvořeno obrovskými prizmatickými krystaly křemene mléčné barvy někdy s lehkým kouřovým zabarvením. Některá jádra jsou občas brekciována a matrix mezi těmito úlomky je tvořena amorfním namodralým opálem, který je nabohacený o prvky HFSE. Mineralizované pegmatity se mohou vyskytovat i jako žíly variabilní tloušťky. V případě těch nejtenčích žil křemenné jádro chybí a arfvedsonit prochází skrz centrum žíly přibližně v pravém úhlu oproti kontaktu žíly. Armstrongit je přítomen mezi velkými krystaly mikroklinu a arfvedsonitu. Stavba mineralizovaných pegmatitů je poikilitická. Mezi hlavními minerály dominují křemen, K-živec, egirín, arfvedsonit a široká škála alkalických zirkonosilikátů (elpidit, armstrongit, gitinsit). Akcesorickými minerály jsou titanit, zirkon a karbonáty. Arfvedsonit je občas přeměněn na egirín a to zejména v okrajových partiích krystalu.
Aplity Aplitické horniny jsou vždy v asociaci s pegmatity, v jejich těsné blízkosti nebo na jejich hranicích v oblasti několika desítek metrů (Kynický et al., 2003, 2004 a 2010). Jsou zvrstvené s typickými polohami nabohacenými arfvedsonitem a egirínem a jsou odděleny světlejšími zónami albitu a křemene. Rytmické zvrstvení začíná vždy temnějšími vrstvami arfvedsonitu a egirínu, které progresivně přecházejí do světlejší vrstvy čistého albitu a křemene. Konec této světlejší zóny je vždy ostře oddělen od nové tmavé sekvence. Průměrné složení aplitů je > jak 71% SiO2, jsou ochuzeny o K2O 22
(průměrně o 3 % oproti granitům). Po minerální stránce obsahují zejména křemen (40 %), albit (50%), arfvedsonit (1%) a egirín (9 %). Mikroklin a ortoklas téměř chybí, jsou velmi vzácné. Stavba amfibolu a pyroxenu je poikilitická (částečně ofitická). Egirín se občas vyskytuje ve formě inkluzí ve velkých krystalech albitu. V případě, že aplit je vločkovitý a ne výrazně zvrstvený, pak egirín a arfvedsonit vyplňují drobné dutinky a křemen má tenké odmíšeniny neidentifikovaných minerálů ve svých xenomorfních a zaoblených krystalech. Agregáty částečně omezených titanitů jsou vzácné a karbonáty vyplňují drobné trhliny. Aplity vykazují stavby svědčící o vzniku v křehkém režimu: 1. velké krystaly plagioklasu rostly a intrudovaly ne zcela zpevněnými arfedsonitoegirínovými polohami 2. syntektonické či syndeformační krátké trhliny a zlomové stavby jsou patrné jak procházejí jen několika polohami celkové aplitové sekvence, zatímco ostatní je neobsahují.
Současný výskyt jak duktilních (lámání i plastické intruze) tak křehkých deformací v rytmicky zvrstvených pegmatit-aplit-ekeritových asociacích dávají předpoklad jejich vzniku v období přechodu křehkých a plastických režimů. Ekerit je alkalický ryolit (mikrogranit), který obsahuje zejména K-živce, plagioklas, křemen, egirín a Na-amfibol. Ekerity v rámci masivu Khan Bogd jsou přítomny jako ringové žíly v západním tělese (Kynický et al., 2003, 2010). Ekeritové žíly jsou pozdní a intrudovaly do vrcholové partie vykrystalizovaných granitů, kdy využily vzniklé trhliny po kolapsu celkové stavby, tak jak došlo k subsidenci (poklesu) směrem do magmatického krbu. Tyto horniny intrudovaly do trhlin, ve kterých vznikaly a tuhly velmi rychle, protože okolní horniny byly již vykrystalizované. Typové ringové stavby mají často tento druh pozdních ringových struktur. Složení ekeritových žil je velmi blízké hlavním alkalickým granitům a my předpokládáme, že jejich magma pochází ze stejného magmatického krbu. Ekeritové žily jsou mikrogranulární a holokrystalické. Obsahují stejné minerály jako hlavní alkalické granity Khan Bogdu, obsahující přibližně 10 % egirínu, 5 % 23
arfvedsonitu a 38 % K živců, 40 % křemene, 2 % oxidů a 5 % plagioklasu. Titanit a karbonáty jsou přítomny jako sekundární minerály.
Xenolity představují cizorodý materiál inkorporovaný do stavby granitů v průběhu intruze. Jejich složení je zpravidla mafičtější, okolo 65 % SiO2 a jsou nabohacené o CaO. Jejich stavba je jemnozrnná až faneritická (Kynický
et al., 2003; Vaglio 2007). Mezi minerály
dominují křemen (45 %), plagioklas (10%), pertitický K-živec (35%), sodnovápenatý amfibol (2%) a pyroxen (8%). Přítomna je široká škála sekundárních minerálů nahrazující primární mafické minerály. Přítomen je i biotit. Pyroxen je alternován na chlorid nebo byl identifikován v centrálních partiích jako načervenalý aenigmatit. Akcesorický apatit se vyskytuje v podobě velmi jemných krystalů. Sekundární karbonáty jsou přítomny v trhlinách. Ti-oxidy (ilmenity) jsou vázány na matrix společně s asikulárním tmavě modrým neznámým minerálem. Mnoho neznámých minerálů se nachází v této hornině, považujeme je za Zr-Y-Ce minerály. Orbikulární granit se vyskytuje v jihozápadní části západního tělesa (Yarmoljuk 1991; Kynický et al., 2003; Vaglio 2007). Hrubozrnná stavba je podobná běžnému granitu. Vnější strana orbikulí (kulovitých útvarů) je charakteristická koncetrací tmavších minerálů, mezi nimiž dominují arfvedsonit a egirín. Jádra těchto útvarů jsou tvořena křemenem a velkými K-živci. Porfyritické ryolity vrcholové kupoly patří k vrcholové kontaktní části Khan Bogdu tvořené Tsokiotskou formací. Minerální složení je značně odlišné od alkalických granitů, zejména zvýšenou přítomností plagioklasů, 50% křemene, 35% K-živců, 5% albitu, 5 % egirínu, 3 % oxidů a 2% sekundárních minerálů. Vzhledem k přítomnosti plagioklasů je tato hornina nabohacena Al2O3 (13%), CaO (2%) a ochuzena o Zr, Y, Nb. Porfyrický biotitový granit Tento granit se nachází v nejsevernější části západního tělesa. Hornina je nabohacena Al2O3 (13%), CaO (2%), Ba (500 ppm) a ochuzena o Zr, Y a Nb. V minerálním složení 24
dominují písmenkový křemen (40 %), sericitizovaný ortoklas (30 %), plagioklas (10 %), biotit (až 15 %), oxidy (4 %) a titanit (1 %).
6.5
Minerály východní části masivu
Jemnozrnný egírýnový granit je hlavním horninovým typem východního tělesa masivu Khan Bogd (Yarmoljuk 1991; Kynický et al., 2003, 2009a; Vaglio 2007). Magma proniklo horizontálně mezi nadložní horniny a vrcholové partie západního tělesa alkalických granitů. Textura je středně až jemně zrnitá s hypidiomorfními krystaly a hornina je výrazně sericitizována. Minerální složení horniny je podobné granitům západního tělesa s tím rozdílem, že v případě K-živce dominuje ortoklas oproti mikroklinům západního tělesa. Egirín (3%) je častější než arfvedzonit (2%), tato hornina obsahuje jako vedlejší minerál albit (5%) a křemen písmenkové stavby. Křemen je jedním z hlavních minerálů s modálním obsahem 40%, a proto tento granit obsahuje více než 77% SiO2. V centrální části východního tělesa se vyskytuje intruze porfyrických granitů se stejným minerálním složením. Vyrostlice jsou zastoupeny zejména ortoklasem, který tvoří karlovarská dvojčata. Křemen vykazuje velmi jemné odmíšeniny a je velmi často kouřově zbarvený. Fialový fluorit se vyskytuje v dutinkách této porfyrické intruze. Východní těleso téměř neobsahuje pegmatity a aplity, ale je proráženo pozdními pantelerity zejména v blízkosti kontaktu s Tsokiotskou formací. Hlavní žíla proráží nejen východním tělesem, ale rovněž i západním. Mnoho alkalických leukokrátních porfyrických granitů je přítomno v podobě žilných rojů v severní části východního tělesa a mají stejnou pozici a orientaci jako mikromonzonity a mikrosyenity v západním tělese. Zirkon chybí, ale alkalické zirkonosilikáty jsou přítomny v základní hornině a vždy jako intersticiální minerály (zejména na hranicích zrn tmavých Mg-, Fe- silikátů), obsah Zr je vyšší než 600 ppm. Intruze porfyrických granitů Porfyrický granit se nachází pouze v centrální části východního tělesa. Ta má oválný až kruhový tvar o průměru 500 m. Textura horniny je jemnozrnná až faneritická s menším 25
obsahem vyrostlic K-živce. Albit je přítomen společně s neidentifikovanými akcesorickými minerály v přítomnosti zakulacených zrn oxidů a tmavě modrých, žlutozelených a načervenalých blíže neurčených minerálů. Část ze zelených jemnozrnných minerálů by mohla odpovídat chloritům. Tato hornina rovněž obsahuje značné množství fialového chloritu. V průběhu terénních prací byly nalezeny krychličky zeleného fluoritu. Egirín je výrazně alterovaný a K-živec sericitizovaný, pertitický a vzácně obsahuje i myrmekitické a písmenkové stavby. Arfvedsonit zde chybí a plagioklas je vzácný (do 3%) (Kynický et al., 2003).
26
7 7.1
Diskuze Peralkalický masiv Khan Bogd, jeho stavba a DPZ
Standardní metody, které se v geologii dodnes používaly a používají, bývají časově, organizačně a hlavně finančně velmi náročné. Dálkový průzkum Země (DPZ) výrazně zjednodušuje práci mapujícího geologa, ať už přímo v terénu nebo při tvorbě mapy. Složitá stavba masivu Khan Bogd byla odhalena až při využití leteckých a družicových snímků. Především bylo zjištěno, že se nejedná o jednu samostatnou ringovou strukturu, ale o dvě na sebe navazující tělesa (Kovalenko et al., 1995). Celý masiv je pro využití DPZ velmi vhodný a to díky pouštním podmínkám, kdy povrch kryje minimum vegetace. Na základě DPZ nejsme sice schopni určit jaký materiál (hornina nebo minerál) se na daném místě nachází, ale můžeme velmi přesně označit hranice, kde se již vyskytuje odlišný materiál. Podle samostatného DPZ tedy nelze vytvořit geologickou mapu, ale v kombinaci s terénním šetřením nebo starší geologickou mapou, můžeme velmi přesně popsat plochy, které jsme odlišili (Mašek et al., 2009a). Pro demonstraci DPZ jsme využili geologické mapy ruských expedic. Po překrytí geologické mapy a výsledku DPZ je možné původní geologickou mapu ještě dodatečně zpřesnit (obr. 2).
7.2
Srovnání s podobnými typy mineralizací
Ani v rámci České republiky a ani na žádných známých zahraničních lokalitách se nevyskytuje zcela analogická horninová asociace či minerální parageneze. Pokud srovnání provedeme mezi obdobnými horninami s A-typovou granitickou afinitou, které byly popsány v rámci Českého masivu, musíme především brát ohled na odlišnou genezi a stáří (např. Breiter et al. 2005). Určitou genetickou shodu nalézáme v případě srovnání žilných a frakcionačně nejvíce vyvinutých systémů Podlesí a Melechovského masivu (Breiter et al. 2005).
27
Obrázek 2: Srovnání geologických map (A - Kovalenko et al., 1973, C - Kovalenko, Yarmoluyk, 1995) a výsledků DPZ (Mašek et al., 2009). Legenda C (upraveno dle Kovalenko, Yarmoluyk, 1995): 1 – alkalický granit hlavní intruzivní fáze; 2 – jemnozrný egirínový granit; 3 – porfyrický alkalický granit; 4, 5, 6 – rané alkalické žilné horniny; 7 – ekeritové, aplitické a pegmatitové žíly; 8 – subvulkanické horniny různého složení; 9, 10, 11 – vulkanické horniny bimodálního komplexu;
12
–
biotitové
a
amfibolitové
granity
a
granosyenity;
13 – předspodnopaleozoické horniny; 14 – horniny zaobloukového komplexu; 15 – asociace
sedimentárních
horniny
mesozoického
a
kenozoického
stáří;
16 – zlomové linie; 17 – směry puklinatosti.
28
Tyto granity odpovídají alkalickým vysoce frakcionovaným granitům, postiženým nízkoteplotní hydrotermální alterací. Ta se lokálně projevuje „hematitizací“ jako v případě masivu Khan Bogd, liší se ale od studovaných magmatických hornin nepřítomností elpiditu a mladších zirkonosilikátů. Na zahraničních lokalitách byly popsány v určitých parametrech podobné horniny, které byly postižené obdobnými hydrotermálně-metasomatickými procesy. Tyto horniny byly popsány v Kanadě na ložisku Grace Lake-Thor Lake v provincii Northwest Territories a na ložisku Strange Lake v provincii Quebec-Labrador (Boily, Williams-Jones 1994; Miller 1996; Taylor, Pollard 1996). Jedná se však o řádově menší ložiska vázaná na peralkalické granitické masivy s 10x až 100x menší rozlohou než v případě masivu Khan Bogd. Ačkoli jsou tato ložiska velmi malých rozměrů, jejich minerální parageneze je obdobná jako na studovaných lokalitách masivu Khan Bogd (Trueman et al. 1988; Salvi, Williams-Jones, 1990, 1996, 2006; Taylor, Pollard 1996; Roelofsen, Veblen 1999). Liší se pouze chybějícími Nb-Ta silikáty (například mongolit, kovalenkoit). Mineralogicky chudší jsou rozsáhlá tělesa hydrotermálně-metasomaticky přeměněných peralkalických granitů ložiska Khaldzan Buregtei v severozápadním Mongolsku (Kovalenko et al. 1995), Suzhou v Číně (Charoy, Raimbault 1994) nebo El-Sibai v Egyptě (Abdel-Fattah, El-Kibbi, 2001). Z toho plyne, že studované peralkalické horniny jižního Mongolska mají své analogie (zejména pak na kontinetálním bloku asijské, africké a severoamerické desky). Určitá podobnost s těmito ložisky je v genezi, která je vázaná na alkalické silikátové taveniny, v hydrotermální metasomatóze, v strukturách i mikrostrukturách a přibližně i ve zjednodušených minerálních asociacích. Odrazem specifických podmínek v dané oblasti jsou rozdíly v mikrochemismu a obsahu RM a REE prvků. Další rozdíly jsou v kvantitativním zastoupení primárních i sekundárních minerálů, a to jak jednotlivých zirkonosilikátů, tak i Nb-Ta-silikátů, fosfátů a oxidů.
29
8
Závěr
Z výsledků, které jsou shrnuty v této práci, je jasně zřetelná jedinečnost a mimořádnost celého masivu Khan Bogd v celoplanetárním měřítku. Na celé Zemi se nevyskytuje žádné podobné ložisko s přítomností takové koncentrace vzácných prvků a takovou velikostí jako má Khan Bogd. Masiv Khan Bogd je z největší části tvořen peralkalickými granity, které představují téměř celé západní těleso a podstatnou část tělesa východního. Vlastní horninové výchozy jsou částečně přeměněné aridním klimatem pouště Gobi a humidnějšími klimatickými oscialacemi působícími na rychlost eroze masivu. Na vývoji tohoto masivu se podílely procesy hydrotermální metasomatózy a tektonické namáhání celé oblasti podél jihogobijského zlomového pásma, v jehož centru se daný masiv nachází. V místech zvýšené a opakované tektonické aktivity můžeme nalézt i světově unikátní páskované granitické horniny. Při dalších výzkumech masivu Khan Bogd bychom se chtěli zaměřit nejen na geologii, ale také na enviromentální problémy dané oblasti, na zajištění pitné vody a využívání okolních ložisek jako důležitých minerálních komodit. Masiv Khan Bogd je důkazem originální hříčky přírody, nevyčerpatelným zdrojem bádání pro geology a místem, které je mimořádně ekonomicky perspektivní.
30
9
Summary
The results of the presented study accord with cited and available scientific literature of similar rocks associations in Mongolia, Asia, Africa or North America and it illustrates that massif Khnan Bogd is one of the largest peralkaline granite massifs in the world. During RS was revealed the complex ring structure which consists of a chief body arranged in a ring and smaller body which is not so perceptibly arranged in a circle structure. The origin of these bodies refers to a perm period and there is no evidence that the geologic age of western and eastern body is different. The area is in contemporary erosive cut cca 1007 km2 power balances in interval from 1 – 3 km, from the west to the east. Direct outcrop rocks are transformed in connection with process of xeric weathering as well as hydrothermal metamorphosis. Displays of hydrothermal metamorphosis are perceptible mostly in places with higher tectonic activity (so-called zone of rhythmically layered rocks). The display of hydrothermal metasomatism overcolours original line of all rocks and simultaneously they affect their basic mineral and chemical constitution. These processes are mostly noticeable in the case of zircon silicates, which are developing and modifying mutually during alteration process and metasomatism in the line of Elpidite I – Elpidite II – armstrongite – gittinsite – zirkon. It follows from the attained results that the crystallization of secondary zircon silicates was conditioned especially by the temperature drop and by hydrothermal solution interaction with the primary Elpidit I. Biodiversity of the massif Kahn Bogd and its surrounding is, in principle, affected by arid environment. Plants which occur in this locality are adapted to this environment. The example of this is Ulmus pumila which has expressively smaller and stiffer leaves. Ungulates in this area are typical of large area migration directly by changing of drought and raining seasons.
31
10 Použitá literatura: Badarch, G. – Cunningham, D.W. – Windley, F.B. A new terrane subdivision for Mongolia: implications for the phanerozoic crustal growth of Central Asia. J Asian Earth Sci 21. 2002, s. 87–110. BREITER, K., MÜLLER, A., LEICHMANN, J., GABAŠOVÁ, A. Textural and chemical evolution of a fractionated granitic system: the Podlesí stock, Czech Republic. – Lithos, 2005, s. 323–345. ČERNÝ, P. Rare-element granitic pegmatites. l. Anatomy and internal evolution of pegmatite deposits. Geoscience Canada, 1991, s. 49–67. DOBROVOLNÝ, Petr. Dálkový průzkum Země : Digitální zpracování obrazu. Brno : Masarykova univerzita v Brně, 1998, 208 s. ISBN 80-210-1812-7. GINZBURG, A.l., TIMOEEJEV, I. N., FELDMAN, L.G. Osnovy geologii granitnych pegmatitov. – Nedra, 1979 . HANŽL, P. Foto – Pouštní lak. In: Fotoarchiv České geologické služby [online]. Praha, 2001, Česká geologická služba [cit. 2010-04-10], Dostupné z URL:
. HUDEC, D. Enviromentální problémy Mongolska a jejich dopadad na lidský rozvoj . Olomouc, 2007. 51 s.
Bakalářská
práce.
Univerzita
Palackého
v Olomouci.
Dostupné
z URL:
. JUŘIČKA, D. – NOVOTNÁ, J. – CIHLÁŘOVÁ, H. – BARTOŠOVÁ R. – MAŠEK J. Perspektiva a nutnost výzkumu budoucího vývoje zásob vody ve vádích jižního Mongolska. In KYNICKÝ, J. – SAMEC, P. – KÁŇOVÁ, H. – CIHLÁŘOVÁ, H. – BARTOŠOVÁ, R. – BRTNICKÝ, M. Mongolia 2009. Sborník z konference věnované výzkumným aktivitám v Mongolsku. Brno: Mendelova zemědělská a lesnická univerzita, 2009, s. 122–137. ISBN 978-80-7375-360-3. KOVALENKO, V. I. – KUZMIN, M. I. – PAVLENKO, A. S. – PERFILEV, A. S. South Gobi Belt of Rare-Metal Alkaline Rocks in People’s Republic of Mongolia and Its Structural Position, Dokl. Akad. Nauk SSSR 210(4), 1973, s. 911–914. KOVALENKO, V.I. – TSARYEVA, G.M. – GOREGLYAD, A.V. – YARMOLYUK, V.V. – TROITSKY, V.A. – HERVIG, R.L. – FARMER, G.L. The peralkaline granite-related Khaldzan-Buregtey rare metal (Zr, Nb, REE) deposit, western Mongolia. Econ. Geol., 1995, 90, s. 530-547. KOVALENKO, V. I. – YARMOLUYK, V. V. Endogenous Rare Metal Ore Formations and Rare Metal Metallogeny of Mongolia. - Economic Geology, 1995, 90, s. 520-529.
32
KOVALENKO, V. I. – YARMOLUYK, V. V. – SALNIKOVA, E. B. – KOZLOVSKI, A. M. – KOTOV, A. B. – KOVACH, V. P – SAVATENKO, V. M. – VLADYKIN, N. V. – PONOMARCHIK, V. A. Geology, Geochronology, and Geodynamicy of Khan Bogd Alkali Granite Pluton in South Mongolia. Geotectonics, 2006, 40, s. 450-466. KYNICKY, J. – HADACZ, R. – TRUNDOVA, A. Peralkaline granitic rock association of the Khan Bogd massif in the Gobi desert, South Mongolia. In KYNICKY, J. – SAMEC, P. – HADACZ, R. Scientfic research of Mongolia 2003 LDFMZLU. Brno, 2003, s. 51-63 . KYNICKÝ, J. – CHENG, X. – MAŠEK, J. – JAROŠ, O. – KÁŇOVÁ, H. Arfvedsonitové pegmatity masivu Khan Bogd v Mongolsku: Zr mineralizace. Zprávy o geologických výzkumech. 2009a. sv. 2009, č. 1, s. 222–224. ISSN 0514-8057. KYNICKÝ, J. – JAROŠ, O. – KYNICKÝ, J.
Vnitřní stavba alkalického masivu Chan Bogd [online
databáze]. 2004, Česko – slovinská gemologická asociace [cit. 2010-03-05], Dostupné z URL . KYNICKÝ, J. – KRMÍČEK, L. – CHENG, X. – MAŠEK, J. – HALAVÍNOVÁ KRMÍČKOVÁ, M. Geneze páskovaných granitoidních hornin peralkalického masivu Khan Bogd v jižním Mongolsku/Origin of layered granitic rocks of the Khan Bogd peralkaline massif in southern Mongolia. Zpr. geol. Výzk., v tisku. 2010. KYNICKY, J. – TRUNDOVA, A. Granites and pegmatites of Khan Bogd peralkaline complex. Mineral. 2004, 2004, s. 60-61. KYNICKÝ, J. – SAMEC, P. – RYCHTECKÁ, P. – KYSELÁK, P. – KÁŇOVÁ, H. Nález fosilního teropodního vejce na lokalitě Bayan Dzag a význam environmentálních indikátorů. In KYNICKÝ, J. – SAMEC, P. – KÁŇOVÁ, H. – CIHLÁŘOVÁ, H. – BARTOŠOVÁ, R. – BRTNICKÝ, M. Mongolia 2009. Sborník z konference věnované výzkumným aktivitám v Mongolsku. Brno: Mendelova zemědělská a lesnická univerzita, 2009b, s. 122– 37. ISBN 978-80-7375-360-3. MAŠEK J. – KYNICKÝ J. – SAMEC P. – CIHLÁŘOVÁ H. Nové výsledky průzkumu s využitím DPZ a GIS aplikací u peralkalického masivu Khan Bogd. In KYNICKÝ, J. – SAMEC, P. – KÁŇOVÁ, H. – CIHLÁŘOVÁ, H. – BARTOŠOVÁ, R. – BRTNICKÝ, M. Mongolia 2009. Sborník z konference věnované výzkumným aktivitám v Mongolsku. Brno: Mendelova zemědělská a lesnická univerzita, 2009a, s. 155–159. ISBN 978-80-7375-360-3.
33
MAŠEK, J. – OTAVA, J. – KYNICKÝ, J. – SAMEC, P. Možnosti využití DPZ a GIS aplikací v aridních oblastech na počátku 21. století. In KYNICKÝ, J. – SAMEC, P. – KÁŇOVÁ, H. – CIHLÁŘOVÁ, H. – BARTOŠOVÁ, R. – BRTNICKÝ, M. MONGOLIA 2009. Sborník z konference věnované výzkumným aktivitám v Mongolsku. Brno: Mendelova zemědělská a lesnická univerzita, 2009b, s. 150–154. ISBN 978-80-7375-360-3. MZV.CZ : Ekonomická charakteristika země [online]. 2010 [cit. 2010-04-21]. Mongolsko. Dostupné z URL: . NOVÁK, M. Granitické pegmatity Českého masívu (Česká republika); mineralogická, geochemická a regionální klasifikace a geologický význam. Acta Musei Moraviae, Sci. geol., Brno, . ISSN 1211-8796, 2005, vol. 90, no. 1/2, s. 3-74. NOVOTNÁ J. – BURDA P. – BLÁHA P. Snižování kvality pitných vod v oblasti středního a jižního Mongolska. In KYNICKÝ, J. – SAMEC, P. – KÁŇOVÁ, H. – CIHLÁŘOVÁ, H. – BARTOŠOVÁ, R. – BRTNICKÝ, M. Mongolia 2009. Sborník z konference věnované výzkumným aktivitám v Mongolsku. Brno: Mendelova zemědělská a lesnická univerzita, 2009, s. 24–32. ISBN 978-80-7375-360-3. SALVI, S. – WILLIAMS-JONES, A.E. The role of hydrothermal processes in the granite hosted Zr, Y, REE deposit at Strange Lake, Quebec/Labrador: evidence from fluid inclusions. Geochim. Cosmochim. 1990, 2403–2418. SALVI, S. – WILLIAMS-JONES, A.E. The role of hydrothermal processes in concentrating HFSE in the Strange Lake peralkaline complex, northeastern Canada. Geochim. Cosmochim. 1996 , 1917–1932. SALVI, S. – WILLIAMS-JONES, A.E. Alteration, HFSE mineralisation and hydrocarbon formation in peralkaline igneous systems: Insights from the Strange Lake Pluton, Canada. Lithos. 2006, 19–34. SAMEC, P. Biogeografie Mongolska: teoretické předpoklady, metody a aplikace. In SAMEC, P. – KYNICKÝ, J. Hlavní výsledky průzkumu území Mongolska v projektu Mongolsko 2000 – 2005: shrnutí, hodnocení a interpretace (I). 1. vyd. Brno: Mendelova zemědělská a lesnická univerzita v Brně, 2005, s. 11–28. ISBN 80-7157-920-3. SAMEC, P. Agamka sluneční (Phrynocephalus helioscopus Pallas) v oblasti Gobi. In SAMEC, P. – KYNICKÝ, J. Hlavní výsledky průzkumu území Mongolska v projektu Mongolsko 2000 – 2005: shrnutí, hodnocení a interpretace (II). Brno: Mendelova zemědělská a lesnická univerzita v Brně, 2006, s. 87. ISBN 80-7157-920-3.
34
SAMEC, P. – KYNICKÝ, J. – KISZA, L. Impacts of aridization/desertification to ecotone systems in Mongolia. In SAMEC, P. – KYNICKÝ, J. Hlavní výsledky průzkumu území Mongolska v projektu Mongolsko 2000 – 2005: shrnutí, hodnocení a interpretace (II). Brno: Mendelova zemědělská a lesnická univerzita v Brně, 2006, s. 72–83. ISBN 80-7157-920-3. SAMEC, P. – KYSELÁK, P. Křídová Gobi jako součást globálního ekosystému a její role při krizi na hranici křída/terciér. In SAMEC, P. – KYNICKÝ, J. – JAROŠ, O. Scientific exploration of Mongolia. 1. vyd. Brno: Ústav geologie a pedologie LDF MZLU v Brně, 2004, s. 54–61. STRECKEISEN, A. L. IUGS Subcommission on the Systematics of Igneous Rocks. Classification and Nomenclature of Volcanic Rocks, Lamprophyres, Carbonatites and Melilite Rocks. Recommendations and Suggestions. Neues Jahrbuch für Mineralogie, Abhandlungen, 1978, s.1-14. UDVARDY, M. D. F. A Classification of the Biogeographical Provinces of the World. IUCN, Occasional Paper, no. 18, Morges, 1975. VAGLIO, D. Mineralogy, Geochemistry and Geochronology of Pegmatites and Associated Alkaline Granite Rocks of the Khan Bogd Complex, South Mongolia. MSc. Thesis in Geology, 2007. VLČEK, V. Desertifikace a poušť Gobi. In KYNICKÝ, J. – SAMEC, P. – KÁŇOVÁ, H. – CIHLÁŘOVÁ, H. – BARTOŠOVÁ, R. – BRTNICKÝ, M. Mongolia 2009. Sborník z konference věnované výzkumným aktivitám v Mongolsku. Brno: Mendelova zemědělská a lesnická univerzita, 2009, s. 61–62. ISBN 978-80-7375-360-3. WHEATER, H. HYDROLOGICAL PROCESSES IN ARID AND SEMI ARID AREAS. In Hydrology of wadi
systems.
UNESCO.
Paris,
2002
[cit.
2010-03-20],
s.
5-22.
Dostupné
z
HTML
. WISE, M. A. Characterization and classification of NYF-type pegmatites. – The Eugene E. Foord Memorial Symposium on NYF-type Pegmatites, Denver, Colorado, Canad. Mineralogist, 1999, s. 802–803. YARMOLYUK, V. V. – KOVALENKO V. I. Rift-Related Magmatism of Active Continental Margins and Related Ore Mineralization. - Dokl. Akad. – Nauka, Moskva), 1991, s. 911–914. ZORIN Yu.A. – BELICHENKO V.G. – TURUTANOV E.Kh. – KOZHEVNIKOV V.M. – RUZHENTSEV S.V. – DERGUNOV A.B. – FILIPPOVA I.B. – TOMURTOGOO O. – ARVISBAATAR N. – BAYASGALAN Ts. – BIAMBAA Ch. – KHOSBAYAR P. The South Siberia-Central Mongolia Transect. Tectonophysics, 1993, s. 361-378.
35
11 Přílohy 11.1 Fotografie z terénu
Obrázek 3: Páskované horniy
Obrázek 4: Úzká údolí masivu
Obrázek 5: Široké a mělké vádí s jilmy
Obrázek 6: Malý jilm
Obrázek 7: Lebka ovce argali
Obrázek 8: Lebka gazely džejran
36
Obrázek 9: Ploskolebec zakavkazský
Obrázek 10: Agama sluneční
Obrázek 11: Upravený družicový snímek masivu Khan Bogd– červeně se zobrazuje vegetace
37
Obrázek 12: Větrem vybroušené útvary
Obrázek 13: Pouštní lak (Hanžl, 2001)
Obrázek 14: Pouštní lak na horninách Obrázek 15: Ofasetovaný hranec v masivu Khan Bogd
Obrázek 16: Pravý déšť v pravé poušti 38
11.2 Tabulky
Tabulka 1: Objemy vzácnozeminových prvků a vzácných kovů v horninách masivu Khan Bogd (Vladikin et al., 1981).
Elpiditový ekerit
938 1558 720 903 420 560 440 95 32 180 5846 605 190 10 6733 148
Elpiditový pegmatit
2900 3700 560 1700 370 240 210 33 77 93 9883 1200 540 26 33400 400
Rockalit
2400 4450 953 1933 308 230 148 26 54 73 10575 918 884 7,2 3764 38
Central
Elpidit-armstrongitový pegmatit
9400 1300 1900 5700 1000 25 5200 450 79 170 195 25419 2500 311 7 13056 130
Pantellerit
Elpidit-armstrongitový ekerite
662 1239 170 710 148 147 136 39 363 146 3760 704 222 7,8 7817 100
křemen-egirínový ekerit
487 577 53 303 80 109 131 33 64 650 2487 593 140 7,4 36540 423
South west
Elpidit-albit-křemenný ekerit
657 1280 203 687 203 177 237 47 53 267 3811 733 96 6,7 13900 259
Road Xenolith v pegmatických vyvřelinách
Pegmatit a elpidit
64 138 12 58 19 15 17 2 10 21 356 63 26 1,9 1300 25
Ekerit a elpidit
La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Dy Ho Er Yb REE Y Nb Ta Zr Hf
North
MIP arfvedsonitový granit
Horninové typy
Ložiska:
2702 786 78 398 78 95 99 27 9 97 4369 491 329 20 20018 390
50 150 17 60 25 50 88 12 34 60 546 410 83 8 10702 180
362 726 82 229 61 47 83 20 54 81 1745 656 230 9,2 29655 465
245 617 98 465 136 166 176 35 92 49 2079 1275 227 8,6 18433 266
39
11.3 Články
Nové výsledky průzkumu s využitím DPZ a GIS aplikací u peralkalického masivu Khan Bogd MAŠEK J.a, KYNICKÝ J.a*, SAMEC P b. a CIHLÁŘOVÁ H.a a Ústav
geologie a pedologie, Lesnická a dřevařská fakulta MZLU v Brně
b Ústav
pro hospodářskou úpravu lesů Brandýs nad Labem
Abstrakt Permský postkolizní riftogenní peralkalický granitický masiv Khan Bogd se nachází na jihu Mongolska v poušti Gobi. Patří mezi největší peralkalické ringové komplexy na světě a je tvořen dvěmi ringovými strukturami.Tento příspěvek přináší nové informace z probíhajících kombinovaných DPZ, terénních a petrografických výzkumů na obou ringových strukturách masivu Khan Bogd. Klíčová slova: DPZ, GIS, peralkalický granitický masiv Khan Bogd, Gobi, Mongolsko. Abstract The Permian post-collisional and rift-related peralkaline granitic Massif Khan Bogd is located in the Gobi desert in southern Mongolia. The Khan Bogd is one of the world’s largest peralkaline ring complexes. Combined field, remote sensing and petrographical research of both ring structures is present. Keywords: RS, GIS, peralkaline granitic Massif Khan Bogd, Gobi, Mongolia.
Úvod Granitický masiv Khan Bogd se rozprostírá na jih od somonu (okresního) Khan Bogd v jihogobijském aimaku, je výrazně erodován a představuje horský masiv vystupující z roviny pouště Gobi s lokálním převýšením až 200 m a průměrná nadmořská výška je 1160 m.n.m. Stupeň vědeckého poznání byl do 70. let (1. průzkum rusko-mongolské expedice) na extrémně nízké úrovni a na 99% území regionu se nacházela vědecky zcela nedotčená pole. Naprostá většina území granitického masivu Khan Bogd představovala bílá místa na geologické mapě i v měřítku 1:500 000. Tento "extrémně" nízký stupeň poznání částečně přetrvává dodnes vzhledem k faktu drsného aridního klimatu v kombinaci s náročným horským terénem v širší oblasti. 40
Základní charakteristika a historie výzkumů Masiv Khan Bogd byl popsán v pracích Yarmoljuka a Kovalenka (např. Kovalenko et al. 1973 a 2006; Kovalenko & Yarmoluyk, 1995; Yarmolyuk & Kovalenka, 1991), které se zaměřily na předběžné určení ložiskových parametrů. Dále se zabývali strukturní geologií a jejich práce přinesly první fakta a představy o vnitřní stavbě masivu Khan Bogd. Skutečné poznání morfologie a vnitřní stavby granitického masivu Khan Bogd přineslo až využití leteckých a družicových snímků zájmové oblasti, viz. Obr. 1. Přínos je dobře patrný již při srovnání dvou schematických geologických map masivu, viz. Obr. 2. Podstatné je dodat, že novější geologická mapa nevznikla jen diky přepracování staré za využití leteckých a družicových snímků, ale spíše jejich využitím jako nových podkladů pro detailnější geologické mapování. Zjednodušeně se dá říci, že využití leteckých a družicových snímků pomohlo odhalit podstatně komplikovanější stavbu než odhalilo samotné mapování. Zejména se ukázalo, že se ve skutečnosti nejedna o jednu samostatnou
ringovou
strukturu,
ale
dvě
granitoidní
tělesa
odlišné
formy
a komplikované vnitřní stavby. Již při prvním pohledu na družicové snímky je možné odhalit jejich pro pouštní podmínky typickou stavbu i vztah dvou samostatných struktur podobných dvěma vulkanickým kráterům. Díky využití leteckých a družicových snímků bylo rovněž podstatně snazší vymapování a ověřování samostatných těles alkalických granitů, které představují výrazně erodované partie masivu oproti okolním spec. hostitelským horninám - svrchnopaleozoickým kontaktním metamorfitům - které tvoří hradbu okolo vlastních granitoidních masivů díky své zvýšené odolnosti oproti erozi a zvětrávání v aridních podmínkách.
41
Obrázek 1: Představa komplikované vnitřní stavby granitického masivu Khan Bogd na upraveném a řízenou klasifikací vyhodnoceném multispektrálním snímku družice Landsat 4-5TM.
Širší geologická charakteristika Granitický masiv Khan Bogd se rozkládá v centru stejnojmenné pánve vyplněné z větší části svrchnopaleozoickými vulkanosedimentárními horninami, tvořící vrstvy, které vystupují na povrch ve formě skalních výchozů jak v severní tak jižní části přikontaktové zóny masivu Khan Bogd. Tyto horniny jsou společně s granitickými horninami masivu Khan Bogd překryty svrchnomesozoickými sedimenty. Mezi svrchnomesozoickými sedimenty naprosto dominují vrstvy červených pískovců horní křídy s častými pozůstatky dinosauří fauny. Nejstaršími horninami v širším okolí masivu Khan Bogd jsou pásma zelenokamenů vystupujícími na povrch v blízkosti jižního exokontaktu masivu Khan Bogd. Toto pásmo zelenokamenů je součástí mocné asociace sedimentárních a vulkanosedimentárních souvrství. Spodní souvrství této staré horninové asociace je budováno mocnou zónou zelenokamenů, představující asociaci bazických vulkanitů do nichž intrudovaly bazické až intermediální plutonity - zejména pak gabra. Dílčí polohy bazických vulkanitů jsou navzájem odděleny vrstvami pískovců 42
a polohami jaspisů. Horní souvrství představuje velmi složitou asociaci sedimentárních hornin mezi nimiž dominují křemence, křemité a Křemen-živcové pískovce, v menší míře jsou přítomny i "polimikritové pískovce a konglomeráty. K svrchnopaleozoickým stratifikovaným souvrstvím Khan Bogdské pánve patří zejména mohutná souvrství permokarbonských sedimentárních hornin, které transgresivně nasedají na starší sedimentární
horniny.
V asociaci
jsou
přítomny
nejen
sedimentární,
ale
i vulkanosedimentární horniny. Zastoupeny jsou hlavní konglomeráty, písky, pískovce, aleurolity, tufy a tufity kyselého složení o mocnosti okolo 150 m. Řada vrstev obsahujerostlinné zbytky.V blízkosti s. kontaktu nebyly sp. paleozoické sedimenty objeveny, zato jsou tu přítomny svr. paleozoické vulkanické a vulkanosedimentární horniny. Tyto horniny tvoří velmi mocné sledy lávových příkrovů oddělených polohami vulkanosedimentárních hornin.
Způsob řešení a zvolená metodika Pro zpracování snímků bylo využito programu Idrisi Taiga. Kde se použili multispektrální snímky družice Landsat 4-5TM. Po předchozích zkušenostech se pracovalo se spektráními pásmy TM-1 (modré 0,45-0,52 μm), TM-4 (blízké infračervené 0,76-0,90 μm) a TM-7 (stř. Infračervené 2,08-2,35 μm). Po dosazení těchto pásem do BGR vizualice byla vytvořena kontrastní výsledná mapa. (obr. 2 c, d). Pro srovnání byla vytvořena anylýza metodou neřízené klasifikace, kde samotný program vybere na základě počtu požadovaných tříd počet maxim dle histogramu reflektancí zvolených tématických pásem. Výsledek nebyl tak názorný a kontrastní, jako tomu bylo u metody řízené klasifikace(obr. 1). Vlastní pozorovani Morfologie a vnitřní stavba granitického masivu Khan Bogd. Vlastní masiv budují dvě hlavní tělesa alkalických granitů, která představují ringové struktury výrazně erodované oproti okolním hostitelským horninám (svrchnopaleozoickým metamorfitům).
43
Obrázek 2: Srovnání historických map a poznání vnitřní stavby masivu (A - Kovalenko et al., 1973, B - Kovalenko & Yarmoluyk, 1995) s DPZ (C – rektifikovaný družicový snímek družice Landsat 4-5TM, D – upravený a řízenou klasifikací vyhodnocený družicový snímek c s prolnutím mapy b podle Kovalenko & Yarmoluyk, 1995) Pomocí družicových snímků je možné vyčlenit časové posloupnosti dílčích intruzí na základě terénního ověření takto: 1. alkalické granitické horniny hlavní intruzivní fáze s akcesorickým elpiditem 2. žilná tělesa alkalických ekeritů, porfyrických ekeritů, pegmatoidních granitických hornin 3. jemnozrnné alkalické granitické horniny s egirínem 4. žilná tělesa panteleritů 5. žilná tělesa porfyrických mikrogranitů 6. žilná tělesa porfyrických mikrosyenitů a mikromonzonitů. 44
Vnitřní stavba záp. ringové struktury je výjimečná i zvýšenou přítomností šlírových uzavřenin okolních hostitelských hornin a žilných těles RM granitů - ekeritů, porfyrických ekeritů, pegmatoidních granitických hornin - obecně pozdních diferenciátů vázaných na zbytkové taveniny a fluida po krystalizaci alkalických granitů hl. intruzívní fáze.
Všechny
výše
zmíněné
horniny
jsou
pronikány
podél
tektonicky
predisponovaných zlomových a brekciovaných liniových struktur asociací nejmladších hornin - žilnými tělesy porfyrických mikrosyenitů a mikromonzonitů. Vnitřní stavba vých. tělesa nemá až tak zřetelné rysy ringové struktury. Hlavním horninovým typem jsou jemno-střednězrnité egirínové granity a ve velké míře jsou rovněž přítomny přechody s pegmatoidními granity s akcesorickým zirkonem. Tyto granity proráží horninami záp. ringové struktury, jež povrchově vychází v nejhlouběji erodovaných partiích východní granitické struktury. Vnitřní stavba vých.tělesa je o to zajímavější, že je ve své podstatě relativně jednoduchá tvořená jedním hlavním horninovým typem, který odpovídá formě subhorizontálnímu plítkému masivu o průměru okolo 10 km a mocnosti nad 100m.
Diskuze a souhrn Využití DPZ pro prozkoumání masivu Khan Bogd má velké přednosti. Výsledky jsou velice přesné, protože vše je zpracováno v geoinformačních systémech a je možné kdykoliv zjistit přesné koordináty jakékoliv zobrazené plošky. Dále tato studie se dá využít pro zpřesnění dosavadních map masivu (Kovalenko & Yarmoluyk, 1995), na kterých jsou opomíjeny lokality s menšími rozměry (cca 10 m) a celkově došlo k malým geometrickým nepřesnostem (Obr 2d). Protože DPZ je postaveno na využívání družicových snímků, jsme schopni odhalit zlomy a hranice odlišných materiálů, ale nejsme schopni je přesně určit, proto je nutné využít terénního šetření nebo starších map. Terénní šetření takto obeznané lokality je jednoduší a časově méně náročné, protože daný člověk zná přesné místa pro optimální odběry vzorků.
45
Literatura: Kovalenko, V. I., & Yarmoluyk, V. V. (1995): Endogenous Rare Metal Ore Formations and Rare Metal Metallogeny of Mongolia. - Economic Geology, 90, 520-529. Kovalenko, V. I., Yarmoluyk, V. V., Salnikova, E. B., Kozlovski, A. M., Kotov, A. B., Kovach, V. P, Savatenko, V. M., Vladykin, N. V. & Ponomarchik, V. A. (2006): Geology, Geochronology, and Geodynamicy of Khan Bogd Alkali Granite Pluton in South Mongolia. Geotectonics, 40, 450-466. Kovalenko, V. I., Kuzmin, M. I., Pavlenko, A. S. & Perfilev, A. S. (1973): South Gobi Belt of Rare-Metal Alkaline Rocks in People’s Republic of Mongolia and Its Structural Position, Dokl. Akad. Nauk SSSR 210(4), 911–914 (v ruštině). Yarmolyuk, V. V. & Kovalenko V. I. (1991): Rift-Related Magmatism of Active Continental Margins and Related Ore Mineralization. - Dokl. Akad. Nauk SSSR 210(4), 911–914. Dokl. Akad. – Nauka, Moskva), 911–914 (v ruštině).
46
Geneze páskovaných granitoidních hornin peralkalického masivu Khan Bogd v jižním Mongolsku Genesis of layered granitic rocks of the Khan Bogd peralkaline massif in southern Mongolia KYNICKÝ, J.1 – KRMÍČEK, L.2 – CHENG, X.3 – MAŠEK, J.1 – HALAVÍNOVÁ KRMÍČKOVÁ, M.4 1
Ústav geologie a pedologie, LDF MZLU v Brně, Zemědělská 3, 613 00 Brno
2
Ústav geologických věd, PřF MU, Brno, Kotlářská 2, 611 37 Brno
3
Laboratory of Materials of the Earth's Interior and Geofluid Processes, Institute of Geochemistry,
Chinese Academy of Sciences, Guiyang 550002, China 4
Ústav věd o Zemi a životním prostředí, VŠKE a.s., Šujanovo nám. 1, 602 00 Brno
Abstract The Permian post-collisional and rift-related peralkaline granitic Massif Khan Bogd is located in the Gobi desert in southern Mongolia. The Khan Bogd, one of the world’s largest peralkaline ring complexes, is a product of strong fractional crystallization. Layered granitic ring dykes of the Khan Bogd peralkaline massif occur near the contact with the host rocks and the roof pendants of the country volcanic arc complex. Combined filed and petrographic investigation of rhythmically layered ekerite-aplite-pegmatite series suggest, that were emplaced during transitions from the ductile to the brittle regime. Adiabatic fluctuation of pressure (“swinging eutectic”) connected with ductile-to-brittle transitions, resulted in repeated episodes of undercooling during which crystallized the volatile-rich ekeritic layers. Keywords: magmatic layering; ekerite; aplite; pegmatite; Khan Bogd massif, Mongolia
Úvod Spodnopermský postkolizní A-typový peralkalický masiv Khan Bogd se nachází v poušti Gobi, přibližně 520 km jižně od Ulaanbaataru a představuje jeden z největších komplexů peralkalických granitoidů na světě. Frakcionované intruzívní horniny tohoto masivu obsahují pozoruhodně vysoké koncentrace Nb-Zr-REE prvků. Masiv byl objeven společnou mongolsko-sovětskou expedicí v šedesátých letech. Přehled prací 47
věnovaných tomuto masivu může případný zájemce najít v souhrnné publikaci Kovalenka et al. (2006). V našem příspěvku jsme se zaměřili na petrografický popis a genetickou interpretaci zajímavých rytmicky páskovaných granitoidních hornin svázaných s tímto masivem. Širší geologicko-petrografická charakteristika Výskyty magmatických hornin s páskovanou texturou jsou vázané na mělce podpovrchovou příkontaktní zónu peralkalických granitoidních hornin s horninami paleozoického vulkanosedimentárního pláště. Horniny pláště jsou dnes tvořeny denudačními relikty, které v severní části masivu, kde jsme horniny s páskovanými texturami vzorkovali, odpovídají svým složením trachyandezitům až trachytům. Jak granitické, tak i trachytické horniny masivu Khan Bogd jsou hojně pronikány různými varietami žilných ekeritů (odpovídají porfyrickým i neporfyrickým peralkalickým mikrogranitům),
aplitů
až
pegmatitů
se
široce
vyvinutým
magmatickým
zvrstvením/páskováním. Při pohledu na družicový snímek je patrné, že tyto mladší žilné intruze mají vůči masivu zákonité ringové („subkalderové“) uspořádání (obr. 1). Jednotlivé variety žilných hornin přechází jedna v druhou, přičemž kontakty jsou zpravidla ostré. Kromě těchto jednoduchých přechodů jsou na tyto horniny vázány i peralkalické pegmatity v jejich centrálních partiích, které se v nich střídají s polohami ekeritů a aplitů s širokou škálou textur, struktur i velmi variabilním číslem tmavosti (obr. 2). Ve většině těles docházelo při jejich intruzi k uzavírání úlomků okolních hornin a jejich velmi jemnozrnné metasomatické přeměně – fenitizaci. V případě kontaktů s okolními horninami jsou kontakty relativně ostré a nejčastěji je vyvinuta jen fenitizace nízkého stupně v prvních cm. Jednotlivé zóny všech páskovaných hornin bývají tvořeny minerální
asociací
křemene,
K-živce,
albitu,
arfvedsonitu,
egirínu,
elpiditu
a akcesorických minerálů, mezi nimiž dominují rozpadlé zirkonosilikáty, ke kterým dále lokálně přistupuje neptunit, monazit, kalcit, fluorokarbonáty-Ce, titanit a apatit. Ve východní části tzv. „severního ložiskového výskytu masivu Khan Bogd“ bylo objeveno těleso aplit-ekeritu (viz. obr. 2 a) s vysokým podílem xenolitů okolních vulkanických hornin bez jakýchkoli znaků fenitizace. V jednotlivých partiích a zónách tělesa je přítomna široká škála textur/struktur, a to od páskované až po reliktní vločkovitou a poikilitickou. Z tohoto tělesa vychází řada apofýz, které mají ve zvyšující se vzdálenosti od tělesa znaky samostatných žilných těles, což naznačuje, že by se mohlo 48
jednat o apofýzy jednoho velkého „multizonálního“ tělesa, které není zatím odkryto erozivním řezem.
Obrázek 1: Družicový snímek (Landsat 4-5TM) Khan Bogdského masivu s dobře patrnými (tmavými) relikty vulkanosedimentárního pláště a žilami s ringovým uspořádáním (A) a detail snímku A s vyznačením pozice vzorkovaných výchozů páskovaných hornin asociace pegmatitů, aplitů, ekeritů a jemnozrnných granitů.
Petrologická charakteristika páskovaných granitoidních hornin Aplity Aplitické horniny vždy vystupují v asociaci s pegmatity, a to jak na kontaktech, tak i v širším okolí (celková mocnost až 150 m). Mají vždy velmi výrazné páskování s typickými polohami bohatými arfvedsonitem a egirínem, které jsou od sebe odděleny světlejšími zónami, v nichž dominují albit a křemen. Rytmické páskování hornin začíná vždy tmavými polohami s převládajícím arfvedsonitem a egirínem. Tmavé partie progresivně přecházejí do světlejší vrstvy čistého albitu a křemene. Křemen zpravidla vytváří větší xenomorfní krystaly, které obklopují lištovitě omezené plagioklasy s náznakem proudovitého uspořádání. Křemen rovněž může poikiliticky uzavírat starší lištovité živce. Konec každé světlejší zóny bývá zpravidla ostře oddělen od nové tmavé sekvence. Na modálním složení hornin se podílí zejména albit (50 %), křemen (40 %), 49
egirín (9 %) a arfvedsonit (1 %). K-živce (mikroklin i ortoklas) se objevují velmi vzácně. Stavba amfibolu a pyroxenu je poikilitická (částečně ofitická). V případě, že aplit je vločkovitý a nevýrazně „páskovaný“, egirín a arfvedsonit vyplňují drobné dutinky a křemen má tenké odmíšeniny neidentifikovaných minerálů ve svých xenomorfních a zaoblených krystalech. Agregáty částečně omezených titanitů jsou vzácné, velmi časté jsou hnízdovité polohy zirkonosilikátů a karbonáty vyplňují drobné trhliny. Aplity vykazují stavby svědčící o vzniku v křehce-duktilním režimu: (1) velké krystaly plagioklasu rostly a prorazily ne zcela vykrystalizovanými arfvedsonitegirínovými polohami; (2) krátké trhliny (syntektonické/syndeformační) a zlomové stavby jsou patrné jak prochází jen několika polohami celkové aplitové sekvence, zatímco ostatní je neobsahují. Ekeritové žíly Ekerit je mělce podpovrchová intruzívní hornina, která svým složením a texturním vývojem nejlépe odpovídá peralkalickému mikrogranitu. Ekeritové žíly jsou pozdní a intrudovaly vrcholové partie již vykrystalizovaných granitů, kdy využily trhliny vzniklé po kolapsu celkové kalderové struktury, tak jak došlo k poklesu směrem do magmatického krbu (srov. Kovalenko et al. 2006). Složení ekeritových žil je blízké peralkalickým granitům hlavní intruzívní fáze a velmi pravděpodobně byly odvozeny ze stejného parentálního magmatického krbu. Struktura ekeritových žil je holokrystalická a mikrogranulární. Na modálním složení žil se podílí křemen (40 %), K-živec (38 %), egirín (10 %), arfvedsonit (5 %), plagioklas (5 %) a zirkonosilikáty a produkty jejich rozpadu (2 %). Egirín krystalizoval ve variabilní orientaci, ale většinou jako protažené sloupečkovité krystaly, které mohou vykazovat změny v orientaci v průběhu jejich růstu. Jejich barva je variabilní od světle zelené až po zelenohnědou. Prizmatické průřezy bývají někdy „roztrhány“, což ukazuje na stresové události v průběhu krystalizace ekeritových žil. Arfvedsonit je méně častý a jeho krystaly výrazně tenčí a delší než u egirínu. Je snadno pozorovatelný díky své tmavě modrozelené barvě. Sericitizovaný draselný živec je zastoupen zejména špatně omezeným mikroklinem, vykazujícím znaky částečné magmatické resorbce. Jejich jádra bývají nahrazena albitem, a nebo druhou generací mikroklinu. Jejich stavba je pertitická a poikilitická s inkluzemi křemene. Křemen bývá přítomen ve dvou generacích. Albit
50
tvoří drobné krystaly oproti starším vyrostlicím křemene a K-živců. Zirkonosilikáty mají zpravidla rombické průřezy.
Obrázek 2: Reprezentativní asociace páskovaných hornin a pegmatitů severní části masivu Khan Bogd: a – celkový pohled na asociaci páskovaných hornin obklopujících a částečně i prorážejících velké těleso pegmatitu v jeho centrálních partiích. Páskované horniny zde představují zejména aplity, které se v nich střídají s polohami ekeritů a jemnozrnných granitů vykazujících znaky jak křehkého, tak i duktilního postižení a deformací; b – detailní pohled na střídání pásků aplitů, ekeritů a jemnozrnných granitů; c –
reprezentativní pegmatit-ekerit-aplitová asociace vykazujících znaky
křehkých, ale zejména duktilních deformací; d – koncentrická stavba aplitu/ekeritu s duktilním „kapkovitým“ protažením; e – reprezentativní výbrusový preparát s patrným střídáním egirín-arfvedsonitových a křemen-živcových partií, fotografie s jedním nikolem; f – stejný preparát jako na obr. 2e, fotografie se zkříženými nikoly. 51
Diskuse vzniku páskovaných textur granitoidních hornin Geneze páskovaných textur v granit-aplit-pegmatitových systémech není dosud jednoznačně objasněna, i když jsou tyto textury a procesy, vedoucí ke vzniku magmatického zvrstvení, v posledních desetiletích intenzivně studovány (viz. souhrn London 1992 a 2009). London (1999) vyzdvihl význam podchlazení systému (>100 °C pod teplotu likvidu) pro vznik páskovaných textur v kyselých systémech. Model založený na principu podchlazení však nedokáže uspokojivě vysvětlit mnohonásobné opakovaní vrstev po sobě. Proto Balashov et al. (2000) publikovali model založený na představě kolísajícího eutektika („swinging eutectic“). Breiter et al. (2005) navrhli oba výše zmíněné přístupy skloubit, aby tak vysvětlili genezi magmatického zvrstvení v rámci vysoce frakcionovaného variského granitického systému. Výsledky studia páskovaných hornin peralkalického masivu Khan Bogd přinášejí důkazy pro současný výskyt jak duktilních, tak i křehkých deformací v rytmicky zvrstvených ekerit-aplitpegmatitových asociacích. Role křehce-duktilního režimu v současných modelech pro vznik páskovaných textur zatím zůstává opomíjena, dle našeho názoru má však zásadní význam pro vznik celé asociace. Křehce-duktilní režim, panující v příkontaktní zóně mělce podpovrchových peralkalických granitoidních intruzí masivu Khan Bogd, způsobil opakované otevírání sytému a s tím spojené adiabatické kolísaní tlaku. Rychlý pokles tlaku vedl vždy k podchlazení taveniny a umožnil krystalizaci ekeritových (volatiliemi bohatých) partií. Po čase se systém uzavřel, došlo v něm k nárůstu teploty a rovnovážné krystalizaci aplitické partie.
Závěr Výskyty magmaticky zvrstvených granitoidních hornin peralkalického masivu Khan Bogd jsou vázané na mělce podpovrchovou příkontaktní zónu. Páskovaná ekerit-aplitpegmatitová asociace vykazuje znaky pro vznik v křehce-duktilním režimu. Tento režim hrál zásadní roli při opakovaném otevírání sytému. Otevření systému vyvolalo rychlý pokles tlaku a vedlo tak k podchlazení taveniny. Z podchlazené taveniny následně krystalizovaly ekeritové partie bohaté na volatilní komponenty. Po určitém čase vždy došlo k uzavření systému, což umožnilo rovnovážnou krystalizaci výšeteplotní aplitické partie.
52
Literatura Balashov, V. N. – Zaraisky, G. P. – Seltmann, R.(2000): Fluid–magma interaction and oscillatory phenomena during crystallization of granitic melt by accumulation and escape of water and fluorine. – Petrology, 8, 505–524. Breiter, K., Müller, A., Leichmann, J., Gabašová, A.(2005): Textural and chemical evolution of a fractionated granitic system: the Podlesí stock, Czech Republic. – Lithos, 80, 323–345. Kovalenko, V. I. – Yarmoluyk, V. V. – Saľnikova, E. B. – Kozlovsky, A.M. – Kotov, A. B. – Kovach, V. P. – Savatenkov, V. M., Vladykin, N. V. – Ponomarchuk, V. A.(2006): Geology, Geochronology, and Geodynamics of Khan Bogd Alkali Granite Pluton in Southern Mongolia. – Geotectonics, 40, 450–466. London, D.(1992): The application of experimental petrology to the genesis and crystallization of granitic pegmatites. – Can. Mineral., 30, 499–540. London, D.(1999): Melt layers and the growth of pegmatitic textures. – Can. Mineral. 37, 826–827. London, D.(2009): The origin of primary textures in granitic pegmatites. – Can. Mineral., 47, 697–724.
53
Arfvedsonitové pegmatity masivu Khan Bogd v Mongolsku: Zr mineralizace Arfvedsonite pegmatites of Khan Bogd massif, Mongolia: Zr mineralization KYNICKÝ, J. 1 – CHENG, X. 2 – MAŠEK, J. 1 – JAROŠ, O. 3 – KÁŇOVÁ, H. 1 1
Ústav geologie a pedologie, Lesnická a dřevařská fakulta, Mendelova zemědělská a lesnická univerzita v Brně,
Zemědělská 3, 613 00 Brno 2 Laboratory
of Materials of the Earth’s Interior and Geofluid Processes, Institute of Geochemistry, Chinese Academy
of Sciences, Guiyang 550002, China 3 GEOtest
Brno, a. s., Šmahova 112, 627 00 Brno
Abstract: The alkaline granitic massif Khan Bogd is located in the Gobi desert in southern Mongolia. The Khan Bogd, one of the world’s largest alkaline ring complexes, is a product of strong fractional crystallization. Detailed field and petrographical research indicates that the aplite-pegmatite emplacement occurred during transitions from the ductile to the brittle regime from the most evolved granitic melt. This paper is focused mainly on the arfvedsonite pegmatites. The mineral paragenesis of the selected pegmatites is dominantly formed by quartz, elpidite, K-feldspar, albite, aegirine and arfvedsonite. Among widespread accessories the unidentified hydrated Zr-REE silicates, armstrongite and zirkon are the most considerable. The key enrichment in Zr and REE is related to magmatic process, but the alteration and metasomatism (replacement of primary elpidite mainly by secondary zircon and armstrongite) in pegmatites play also important role. Key words: Zr, REE, arfvedsonite, pegmatites, Khan Bogd Massif, Mongolia
Úvod Granitický masiv Khan Bogd se nachází 550 km na J od hlavního města Mongolska Ulánbátaru a je tvořen dvěmi ringovými strukturami, které vystupují z roviny pouště Gobi s lokálním převýšením až 500 m. Nejvyšší kóta je hora Khan Bogd Uul (2189 m n. m.). Masiv Khan Bogd byl popsán v pracích Yarmoljuka a Kovalenka (např. Kovalenko et al. 1973; Kovalenko – Yarmoluyk 1995), které se zaměřily na předběžné určení 54
ložiskových parametrů. Bylo zde popsáno několik nových minerálů, např. mongolit (Ca4Nb6Si5O24[OH]10*5[H2O]) či armstrongit (CaZr[Si6O15]*3H2O). V současnosti je však celá řada zajímavých minerálních výskytů a ložisek prakticky nepřístupná a neznámá odborníkům i laikům. Tento příspěvek přináší nové informace z probíhajících terénních výzkumů na západní ringové struktuře masivu Khan Bogd, zcela nová data a informace o diferenciaci Zr a REE a zejména pak o přítomnosti odmíšenin (zirkonu a armstrongitu) vznikajících na úkor primárního elpiditu (Na2ZrSi6O15*3H2O) ve studovaných alkalických pegmatitech.
Obrázek 1: Zjednodušená geologická mapa masivu Khan Bogd (upraveno podle Kovalenka
et
al.
1973).
a
–
alkalické
granity,
b
–
vulkanické
a
vulkanosedimentárníhorniny, c – alkalické biotitové syenity, d – žilná tělesaekeritů, pegmatoidních
granitických
hornin,
porfyrických
mikrogranitů,mikrosyenitů
a
mikromonzonitů, e – ložisko arfvedsonitových pegmatitů.
Metodika Terénní výzkum se uskutečnil během dvou studentských expedic do Mongolska v letech 2006 a 2007. Bylo odebráno přes 100 kg horninového materiálu, tj. 105 orientovaných i neorientovaných vzorků hornin. Dalších 10 typově odlišných vzorků bylo poskytnuto Mongolskou technickou univerzitou v Ulánbátaru. Vzájemné vztahy mezi jednotlivými minerálními asociacemi byly studovány na zakrytých i leštěných výbrusových preparátech. Základní chemické složení minerálů bylo stanoveno mikrosondovými 55
analýzami na skenovacím elektronovém mikroskopu Cameca SX 100 na Ústavu geologických věd Přírodovědecké fakulty Masarykovy univerzity. Detailní chemické analýzy vybraných minerálů metodou laserové ablace ve spojení s indukčně vázaným plazmatem a hmotnostní detekcí (LA-ICP-MS) byly vyhotoveny na Ústavu chemie Přírodovědecké fakulty MU. Laserová ablace byla prováděna bodově. Jako nejvhodnější vnitřní standard byl zvolen Ca na základě předchozích mikrosondových analýz.
Obrázek
2:
arfvedsonitovým
Řez
typickým
Obrázek 3: Rozpad elpiditu a vznik
pegmatitem
menších
odmíšenin
zirkonu
v
centrálním
rozměrůs výraznou zonální stavbou (Arf
pegmatituarfvedsonitového ložiska Khan
– arfvedsonit, Qtz – křemen, Elp –
Bogd. Zrn – zirkon, Arm – armstrongit,
elpidit).
Elp – elpidit.
Geologická stavba Vlastní masiv tvoří dvě hlavní tělesa alkalických granitů (viz obr. 1) permského stáří, které intrudovaly do asociace devonských vulkanosedimentárních hornin (viz Kovalenko et al. 2006). Vnitřní stavba západní ringové struktury je výjimečná bohatou přítomností uzavřenin okolních hostitelských hornin a žilných těles pozdních diferenciátů granitoidního charakteru, vázaných na zbytkové taveniny a fluida po krystalizaci alkalických granitů. Velmi pestrá horninová asociace je složitým sledem několika po sobě jdoucích „pulzních“ intruzí. Hlavní intruzivní fáze je charakteristická alkalickými granity s akcesorickým elpiditem, po níž následovaly intruze žilných těles panteleritů, ekeritů (Na-granitů), porfyrických ekeritů, pegmatoidních granitických hornin, porfyrických mikrogranitů, mikrosyenitů a mikromonzonitů (Kovalenko et al. 1973). Ložisko arfvedsonitových pegmatitů (dále LAP) v jv. části západní ringové 56
struktury je vázáno svým výskytem na přikontaktní zónu alkalických granitů s vulkanickými a vulkanosedimentárními horninami. LAP tvoří 35 těles alkalických pegmatitů a dalších převážně nejmladších žilných derivátů granitoidních hornin, které jsou svým výskytem vázány na apikální partie masivu. Terénní výzkum odhalil u všech žilných granitoidních hornin plastické i křehké deformace (křehká porušení vývojově starších zón). Východní těleso má v porovnání se západním tělesem jednodušší stavbu. Hlavním horninovým typem jsou jemně až středně zrnité egirínové granity (Kovalenko et al. 2006). Petrografie a mineralogie Studovaná tělesa pegmatitů z LAP mají ve všech případech velmi výraznou zonálnost (obr. 2). V okrajových partiích se střídají zóny aplitického a granitického pegmatitu s elpiditem, které postupně přecházejí do hrubozrnného až blokového pegmatitu v centrálních a vrcholových partiích tělesa. V mocném vrcholovém naduření zonálních „pegmatoidních tělesech“ dosahují zejména krystaly arfvedsonitu gigantických rozměrů (běžně až 100 × 30 × 30 cm). Podobných, i když menších rozměrů dosahují i ostatní minerály blokové zóny (křemen, mikroklin, egirín a elpidit). Mocnost blokové zóny dosahuje až 4 m. Velikost krystalů se zvětšuje směrem do nadloží a kontaktních partií s křemenným jádrem. Jednotlivé zóny pegmatitů, ekeritů i granitů jsou tvořeny minerální asociací křemen, mikroklin, albit, arfvedsonit a egirín. Typickými akcesorickými minerály odebraných pegmatitů jsou elpidit, armstrongit, zirkon, neptunit, monazit a apatit. Maximální koncentrace akcesorických minerálů byla zjištěna u pegmatitů v sz. části LAP, kde např. elpidit je lokálně nejrozšířenější horninotvorný minerál, jehož obsah dosahuje i více než 50 obj. %. Krystaly elpiditu mají červenou až červenohnědou barvu a zpravidla menší rozměry (běžně do 5 cm v průměru a 10 cm délky).
Společně
s elpiditem
místy
vystupují
žluté
až žlutozelené
deskovité
pseudomorfózy po hydratovaném silikátu Zr, jež postupně ubývají do nadložních partií pegmatitu se zvyšujícím se výskytem neidentifikovaných načervenalých silikátů Zr a REE. V blízkosti křemenného jádra jsou přítomny gigantické krystaly (max. 110 × 40 × 40 cm) egirínu a arfvedsonitu s odmíšeninami široké škály dalších silikátů. V křemenném jádru je rovněž řada pseudomorfóz po doposud neidentifikovaných hydratovaných silikátech Zr a REE. Minerální asociace všech zón pronikají drobné žilky mladšího křemene, ve kterých je přítomen i elpidit druhé generace, a to zejména 57
v blokové zóně (v blízkosti gigantických krystalů elpiditu první generace). Na ostatních pegmatitových tělesech LAP je situace velmi podobná, ale zastoupení akcesorických minerálů je chudší.
Obrázek 4: Distribuce REE u Zr silikátů normalizovaných chondritem podle Boytona (1984). Vztah elpiditu, zirkonu a dalších Ca, Zr silikátů (armstrongitu a gittinsitu) Elpidit první generace je nejrozšířenějším nositelem Zr ve studovaných horninách (až 50 obj. %), kde tvoří samostatné prizmatické krystaly, i velké klastry a srůsty krystalových agregátů dlouhé i více než 0,5 m. Optické studium v PL a CL mikroskopu jakož i SEM a BSE snímky (obr. 3) indikují zvýšenou přítomnost odmíšenin a nehomogenit. Elpidit studovaných granitoidních hornin se liší od teoretického vzorce Na-elpiditu především zvýšenou přítomností Ca (max. 6 hmot. % CaO). Studium chemismu jasně naznačuje homogenitu chemického složení s vysokým obsahem Ca v čerstvých partiích (zpravidla okolo 4 hmot. % CaO), které se snižuje i pod 1 hmot.% CaO v alterovaných partiích, kde došlo k odmíšení sekundárních fází (hlavně zirkonu a armstrongitu). Mikrosondové studium odhaluje vyrovnané chemické složení, kde kromě hlavních prvků Na, Ca, Zr a Si přistupují v nízkých koncentracích i REE, Al a Fe vázané na mikroskopické pevné inkluze ve tvaru mikroskopických lamel. Detailní laboratorní výzkum mikroprvků (tab. 1 a obr. 4) s využitím LA-ICP-MS dokládají diferenciaci
mezi
stopovými
prvky.
Naše
studium
se zaměřilo
přednostně
na diferenciaci REE u primárního a sekundárního elpiditu, jakož i na ně vázaných odmíšenin zirkonu, armstrongitu a gitinsitu, kdy dochází až k řádovému obohacení HREE, které vždy 58
převažují nad LREE, v případě novotvořených fázích na úkor primárního alterovaného elpiditu. Nejnižší obohacení HREE je patrné u sekundárního zirkonu, naopak až o dva řády vyšší obohacení bylo pozorováno v případě armstrongitu. Závěr Náš výzkum a nově probíhající revize žilných hornin se zaměřením na alkalické pegmatity západní ringové struktury masivu Khan Bogd odhalily širokou škálu minerálních výskytů.
U všech
žilných
granitoidních
hornin
dochází
k rekrystalizaci
a metasomatickým přeměnám minerálů obsahujících vzácné prvky. Nejčastějším jevem je
rekrystalizace a alterace primárního elpiditu I doprovázená vznikem elpiditu II
a odmíšenin zirkonu, armstrongitu a gittinsitu, u kterých dochází až k řádovému obohacení HREE oproti elpiditu I. Poděkování. Za podnětné připomínky k původní práci děkujeme recenzentům a konzultantům článku, zejména pak prof. M. Novákovi, RNDr. S. Houzarovi, Dr. A. Rečnikovi a RNDr. P. Hanžlovi. Literatura BOYTON,W.V. (1984): Cosmochemistry of the rare earth elements: meteorite studies. In: HENDERSON, R., Ed.: Rare Earth Element Geochemistry- Developments in Geochemistry 2, 89–92. – Elsevier, Amsterdam. KOVALENKO, V. I. – KUZMIN, M. I. – PAVLENKO, A. S. – PERFILEV, A. S. (1973): South Gobi Belt of Rare-Metal Alkaline Rocks in People’s Republic of Mongolia and Its Structural Position. – Dokl. Akad. Nauk SSSR, 210, 4, 911–914 (v ruštině). KOVALENKO, V. I. – YARMOLUYK, V. V . (1995): Endogenous Rare Metal Ore Formations and Rare Metal Metallogeny of Mongolia. – Econ. Geol., 90, 520–529. KOVALENKO, V. I. – YARMOLUYK, V. V. – SAL’NIKOVA, E. B. – KOZLOVSKI, A. M. – KOTOV, A. B. – KOVACH, V. P. – SAVATENKO, V. M. – VLADYKIN, N. V. – PONOMARCHIK, V. A. (2006): Geology, Geochronology, and Geodynamicy of Khan Bogd Alkali Granite Pluton in South Mongolia. – Geotectonics, 40, 450–466.
59
