SCIENTIAEGEOLOGICAE

103 2018 1

M O R A V S K É Z E M S K ÉM U Z E U M B R N O 2 0 1 8

E d i t e d b y S t a n i s l a v H o u z a r

ACTAMUSEIMORAVIAE

ISSN 1211–8796

© Moravské zemské muzeum, Brno 2018

ISSN 1211–8796 Acta Mus. Moraviae, Sci. geol.CIII (2018): 1, 3–16, 2018

PETROGRAFIE A MINERALOGIE KRUPNÍKOVÉHO TĚLESANA LOKALITĚ BISCHOFSGRABEN U SOBOTÍNA

(HRUBÝ JESENÍK)

PETROGRAPHY AND MINERALOGY OF A SOAPSTONE BODYAT THE LOCALITY BISCHOFSGRABEN NEAR SOBOTÍN (HRUBÝ JESENÍK MTS.)

JIŘÍ ZIMÁK & ZUZANA JURÁNKOVÁ

Abstract

Zimák, J. & Juránková, Z., 2018: Petrografie a mineralogie krupníkového tělesa na lokalitě Bischofsgrabenu Sobotína (Hrubý Jeseník). – Acta Mus. Morav., Sci. Geol., 103, 1, 3–16 (with English summary).

Petrography and mineralogy of a soapstone body at the locality Bischofsgraben near Sobotín (Hrubý Jeseník Mts.)

The Sobotín Massif is mainly composed of amphibolite and amphibole gneisses and less of greenschists,metahornbledites and sporadically serpentinites. Soapstone bodies are characteristic for the SobotínMassif. Soapstone used to be extracted from the Smrčina quarry (near Sobotín) and the Zadní Hutiskoquarry (near Vernířovice) that are known as mineralogically important localities nowaday. The aim of thepaper is petrographical and mineralogical description of a little soapstone body exposed in central part ofthe Sobotín Massif at Bischofsgraben locality. Structure of the body shows remarkable symetrical zonality.Three major zones can be distinguished in direction from the center to the margin of the body: talcschist – actinolite schist – chlorite schist. There are transition zones among mentioned rock types. Typicalsoapstone (talc + dolomite) occuring at Smrčina and Zadní Hutisko localities has not been discovered atBischofsgraben locality. Soapstone is apparently part of this body but it has not been observed in situ.Chromite is abundant accessory mineral of the soapstone body. Studied soapstone body probably developedas a result of hydrothermal alteration of hornblendite (metahornblendite).

Key words: Silesicum, chlorite schist, actinolite schist, talc schist, soapstone, chromite.

Jiří Zimák: Department of Geology, Faculty of Science, Palacký University, 17. listopadu 12, 771 46 Olomouc;e-mail: jiri.zimak@upol.cz.

Zuzana Juránková: Department of Geology, Faculty of Science, Palacký University, 17. listopadu 12,771 46 Olomouc; e-mail: jurankova.z@gmail.com

1. ÚVOD

Sobotínský masív je kromě dominantních amfibolitů (lokálně retrográdně přeměně-ných na zelené břidlice) a amfibolických rul, jejichž protolitem jsou gabroidní a dioritoidníhorniny, tvořen také metamorfovanými ultramafity, reprezentovanými zde metahornblen -dity, serpentinity, epidot-amfibolickými břidlicemi, chloritickými břidlicemi, akti no lickýmia tre molitickými břidlicemi a též mastkovými břidlicemi, včetně krupníků (KRETSCHMER1911, POUBA 1969, FIALA et al. 1980, PŘICHYSTAL – NOVOTNÝ 1999, ZIMÁK 1999). Zajíma-vým fenoménem sobotínského masivu jsou tzv. krupníková tělesa víceméně čočkovitéhotvaru o mocnosti řádově až v desítkách metrů. Tato tělesa mají výraznou zonální stavbu:jejich centrální část je tvořena krupníkem (dominantními minerály jsou mastek a dolomit)a mastkovou břidlicí, směrem k okraji přecházející do zóny aktinolitické (příp. tremoli -

3

tické) břidlice, vnější zóna má charakter chloritické břidlice (KRETSCHMER 1911, ZIMÁKet al. 2002).

V 18. a 19. století bylo šest krupníkových těles sobotínského masivu otevřeno lomy, tě-žený krupník byl využíván například ke zhotovování cihel pro železárny (v Sobotíně i jin-de) a na kamenické práce (žlaby, schody, dveřní a okenní rámy, sloupky, náhrobky) –KRETSCHMER (1911), podrobně GÁBA (1989). Dvě největší z těchto těles (nejen na Sobo-tínsku, ale i v rámci celé ČR) mají status přírodní památky (PP Smrčina u Sobotína a PPZadní Hutisko u Vernířovic).

V tomto článku je mineralogicky zhodnoceno krupníkové těleso vystupující na lokali-tě s původním označením Bischofsgraben.

2. CHARAKTERISTIKA LOKALITY VČETNĚ HISTORIE VÝZKUMU

KRETSCHMER (1911) uvádí, že výskyt mastkové břidlice v Bischofsgrabenu je jiždlou ho znám a že z něj pochází mnoho pěkných vzorků tvořených sněhobílým, světle trá-vově zeleným nebo růžově červeným jemně šupinkovitým mastkem, do nějž zarůstají5 až 8 cm dlouhé sloupce smaragdově zeleného aktinolitu, uspořádané do radiálně pa-prsčitých svazků, připomínajících „ledové květy“. KRUŤA et al. (1967) v zásadě přebíráúdaje publikované KRETSCHMEREM (1911), upřesňuje však polohu lokality (úvoz zhruba1200 m jjv. od kostela v Sobotíně) a doplňuje hodnocení mineralogických poměrů sděle-ním, že se v tomto krupníkovém tělese vyskytují také výhradně aktinolitové partie, slo -žené z je hličkovitých agregátů s paprsčitou stavbou, a že aktinolit z lokality Bischofsgra-ben vykazuje světlejší zelené zbarvení ve srovnání s aktinolitem z klasické krupníkovélokality Storchberg (nyní Smrčina).

Mineralogicky nebo petrograficky nebyla lokalita Bischofsgraben nikdy studována.Pokud je zmiňována v jiných než v obou výše citovaných publikacích, pak jsou v různémrozsahu přebírány Kretschmerovy údaje. Nutno poznamenat, že GÁBA (1989) pro lokali-tu zavádí český název „Biskupský důl“, který však vzhledem k charakteru lokality (viz ní-že) není příliš vhodný.

Poloha lokality Bischofsgraben je schematicky znázorněna na obr. 1, v němž je vy-značeno i krupníkové těleso na Smrčině. Krupníkové těleso na lokalitě Bischofsgrabenvystupuje v již několik desetiletí neužívané úvozové cestě, původně směřující od jižníhookraje Sobotína sv. směrem pod kótu Březina (706 m), avšak počáteční úsek této cesty

4

Obr. 1. Geografická pozice lokality Bischofsgrabena Smrči na (označeno hvězdičkami).

Fig. 1. Geographic position of localities Bischofs -graben and Smrčina (marked with stars).

v délce cca 250 m již neexistuje (je zde louka). Od místní komunikace vedoucí nad pra-vým břehem Klepáčovského potoka, z níž zmiňovaná úvozová cesta původně vycháze -la, je krupníkové těleso vzdáleno cca 500 m. GPS souřadnice lokality Bischofsgraben:N50°00́ 06́ ,́ E17°06́ 17́ .́

Současný stav lokality Bischofsgraben je zřejmý z obr. 2. Krupníkové těleso vystu-puje ve dně úvozové cesty. Bez provedení výkopu či jiných technických prací nelze po-soudit jeho morfologii, rozměry, ani prostorovou orientaci. Evidentní je však jeho zonál-ní stavba. Ve střední části profilu vystupuje mastková břidlice, zastižená ve dně úvozuv ne pravé mocnosti cca 50 cm. Takřka monominerální mastková břidlice šedobílé nebojemně nazelenalé barvy tvoří centrální část, směrem k okrajům se v hornině objevujídlouhé sloupce či stébla zeleně zbarveného amfibolu (aktinolitu). V této zóně jsou pří-tomny aktinolitové agregáty připomínající již zmiňované „ledové květy“ (obr. 3). Akti -nolit-mastková břidlice přechází do cca 30 cm mocné zóny, v níž je dominantním mi -nerálem tmavě zelený aktinolit. Hornina této zóny petrograficky odpovídá aktinolitickébřidlici, tvořené až 6 cm dlouhým sloupci amfibolu, seskupenými do vějířovitých agregá-tů, které se navzájem prorůstají; některé partie této horniny však mají charakter jemnějehličkovitých agregátů s radiálně paprsčitou stavbou. Nepravá mocnost aktinolitickébřidlice je cca 30 cm. Aktinolitická břidlice směrem k okraji tělesa přechází do zónyčernozelené, jemně šupinkovité chloritické břidlice s výraznou plošně paralelní texturou.Délka výchozu celého krupníkového tělesa ve dně úvozu je něco přes 1 m. Jeho okolí tvo-ří amfibolit.

5

Obr. 2. Lokalita Bischofsgraben – sou -časný stav (říjen 2017). Foto:J. Zimák.

Fig. 2. Locality Bischofsgraben – cur-rent state (October 2017). Pho-to: J. Zimák.

Všechny výše uvedené typy hornin lze v podobě fragmentů najít i v bezprostřednímokolí výchozu, velmi pravděpodobně jde o materiál z výkopu zmiňovaného KRETSCHME-REM (1911), případně o pozůstatky po aktivitě sběratelů v pozdějších obdobích. Nutnozmínit, že mezi horninovými úlomky byla nalezena i mastková břidlice s ojedinělýmidutinkami, patrně po vylouženém dolomitu, případně magnezitu (na základě analogies hor ninami jiných krupníkových těles na Sobotínsku). Pro Sobotínsko typický krupníks hojným karbonátem však na lokalitě Bischofsgraben nebyl zjištěn.

3. METODY

Terénní práce na lokalitě Bischofsgraben byly ukončeny v období přípravy rukopisutohoto článku, většina studovaných vzorků však byla odebrána prvním z autorů již v le-tech 1972 až 1974.

Z reprezentativních vzorků byly zhotoveny leštěné výbrusy (převážně J. Povolným,PřF MU Brno), které byly vyhodnoceny v procházejícím i odraženém světle za použitístandardního polarizačního mikroskopu. Struktura hornin byla posuzována i na základěBSE obrazu.

Chemické složení vybraných minerálů bylo studováno metodou EDX na přístrojiCamScan s připojeným EDX analyzátorem Link AN 10 000 (analytik V. Vávra, PřF MUBrno) a metodou WDX pomocí elektronového mikroanalyzátoru Cameca SX100 (analy-tik P. Gadas, PřF MU Brno). Všechny údaje o chemismu minerálů uvedené v tomto člán-ku jsou založeny jen na WDX analýzách (EDX analýzy jsou méně přesné, jejich výsledkynejsou v rozporu s daty získanými ve WDX modu). Výsledky reprezentativních WDX ana-lýz amfibolů, chloritů, mastku, flogopitu a chromitu jsou uvedeny v tab. 2 až 4. V přípa-dě amfibolů byly hodnoty apfu vypočteny na bázi 23 atomů kyslíku, poměr mezi Fe3+

a Fe2+ byl kalkulován na základě T + C = 13.Údaje o chemismu horninových vzorků byly získány pomocí XRF analyzátoru DELTA-

PREMIUM v laboratořích firmy URGA, s.r.o. se sídlem v Olomouci (použitou metodikupopisuje ZIMÁK et al. 2016).

6

Obr. 3. Aktinolit-mastková břidlice s paprsčitě uspořá da -nými stébly aktinolitu. Vzorek ze sbírek Vlasti věd -ného muzea v Olomouci (sběr P. Novotný). Šíř kasnímku cca 95 mm. Foto: Z. Juránková.

Fig. 3. Actinolite-talc schists with radially arranged akti-nolite straws. The sample from collections of theRegional Museum in Olomouc (coll. P. Novotný).Width of the photo ca. 95 mm. Photo: Z. Jurán -ková.

4. CHEMISMUS HORNIN KRUPNÍKOVÉHO TĚLESA

Petrografická povaha hornin krupníkového tělesa je dána kvantitativním poměrem tříhlavních horninotvorných minerálů: mastku (Tlc), klinoamfibolu odpovídajícího aktinoli-tu až tremolitu (dále jen Ac) a chloritu (Chl). Kromě anchimonominerální Tlc-břidlice,Ac-břidlice a Chl-břidlice jsou zde přítomny přechodné horninové typy s různým poměremTlc/Ac a také Ac/Chl. Rozdíly v chemickém složení Tlc, Ac a Chl jsou podstatné, a protoexistují i zásadní rozdíly v chemismu tří výše uvedených hlavních typů hornin. VýsledkyXRF analýz hornin jsou sumarizovány v tab. 1, obsahy hlavních složek jsou vyjádřeny for-mou Harkerova diagramu (obr. 4). V souboru 24 analyzovaných vzorků jsou zastoupenyvedle hornin s výraznou dominancí jednoho ze tří uvedených minerálů i horniny přechodné-ho nerostného složení. To se týká zejména „mastkové břidlice“, zahrnující jak Tlc-břidlici,tak i Ac-Tlc-břidlici, a také souboru s označením „aktinolitická břidlice“, v němž převažujeAc-břidlice (9 vzorků), zastoupena je i na lokalitě hojná Tlc-Ac-břidlice (jde o tři vzorkys relativně vysokými obsahy SiO2 v rozpětí cca 55 až 58 hm. % – viz obr. 4). Z dat v tab. 1a zejména z obr. 4 je zřejmý výrazný růst obsahu SiO2 ve směru od okraje do centra krupní -kového tělesa (tj. od Chl-břidlice přes Ac-břidlici po Tlc-břidlici). Druhou hlavní složkouje MgO, jehož obsah je relativně nízký v Ac-břidlici, relativně vysoký v Tlc-břidlici. Zvýše-né obsahy Al2O3 a FeO vykazuje Chl-břidlice. Relativně vysoký obsah CaO má Ac-břidlicea také Tlc-Ac-břidlice i Ac-Tlc-břidlice. Tyto poznatky jsou zcela v souladu s nerostným slo-žením jednotlivých horninových typů.

7

Tabulka 1. Chemismus hornin krupníkového tělesa, XRF analýza (celkové železo uvedeno jako FeO,n = počet vzorků, x = průměr).

Table 1. Chemical composition of rocks of the soapstone body, XRF analysis (total iron is presented asFeO, n = number of samples, x = average).

8

Tabulka 2. Reprezentativní WDX analýzy mastku, chloritu a flogopitu (hornina: 1 až 5 = aktinolit-mastková břidlice, 6 = aktinolit-chloritická břidlice, 7 až 10 = chloritická břidlice).

Table 2. Representative WDX analyses of talc, chlorite and phlogopite (rock: 1 to 5 = actinolite-talcschist, 6 = actinolite-chlorite schist, 7 to 10 = chlorite schist).

9

Tabulka 3. Reprezentativní WDX analýzy amfibolu (hornina: 11 a 12 =aktinolitická břidlice, 13 a 14 = aktinolit-mastková břidlice, 15a 16 = chloritická břidlice).

Table 3. Representative WDX analyses of amphibole (rock: 11, 12 = acti-nolite schist, 13, 14 = actinolite-talc schist, 15, 16 = chloriteschist).

5. MINERALOGIE KRUPNÍKOVÉHO TĚLESA

Typická Tlc-břidlice šedobílé nebo jemně nazelenalé barvy má lepidoblastickou struktu -ru, šupinky mastku bývají víceméně paralelně uspořádány, někdy však vytváří vějířovitéagregáty, jindy se jejich rozmístění v hornině jeví jako zcela chaotické. Velikost jednotlivýchšupinek je zpravidla pod 1 mm, v některých vzorcích nazelenalé Tlc-břidlice byly zjištěnymírně zprohýbané lupeny velké až 6 mm. Výsledky reprezentativních WDX analýz mastkujsou uvedeny v tab. 2.

Amfibol přítomný v horninách krupníkového tělesa tvoří tmavě zelené stébelnaté ne-bo jehlicovité krystaly, v Ac-břidlici často uspořádané do vějířovitých agregátů. Do vějířůseskupené sloupce amfibolu v Tlc-Ac-břidlici připomínají již výše zmíněné „ledové květy“.Ve srovnání s amfiboly v Ac-břidlici se stébelnaté amfiboly v Ac-Tlc nebo Tlc-Ac břidlici je-ví jako světlejší. Je možné, že tento rozdíl není způsoben vlastním zbarvením amfibolu, ale

10

Obr. 4. Harkerův diagram pro horninykrup ní ko vého tělesa.

Fig. 4. Harker diagram for rocks of thesoap stone body.

Tabulka 4. Reprezentativní WDX analýzy chromitu (hornina: 17až 20 = aktinolit-mastková břidlice).

Table 4. Representative WDX analyses of chromite (rock: 17 to20 = actinolite-talc schist).

souvisí s výrazně vyšší transparentností stébel amfibolu v Ac-Tlc nebo Tlc-Ac břidlici (am-fiboly jsou průsvitné, pozorovanou barvu ovlivňuje šedobílý mastek v jejich okolí). Délkajednotlivých amfibolových stébel je běžně do 4 cm, výše uvedených 6 cm představuje extrém.Omezení amfibolu je převážně hypautomorfní, na sloupcích amfibolu bývají dobře vy vi -nuty plochy tvarů {110} a někdy i {010} (příčné řezy sloupci mají charakter kosočtverce ne-bo šestiúhelníku). Ve výbrusech amfibol vykazuje jen slabý pleochroismus (X = bezbarvý,Z = jemně nazelenalý).

Z výsledků WDX analýz je zřejmé, že amfibol složením odpovídá převážně aktinolituaž tre molitu (tab. 3, obr. 5). Amfiboly přítomné v břidlicích s vysokým podílem mastku ma-jí poněkud nižší obsahy Fe než amfiboly v Ac-břidlicích nebo Chl-břidlicích. WDX analýza -mi bylo v amfibolech z Tlc-břidlice a Ac-Tlc-břidlice stanoveno 5,58 až 6,09 hm. % FeOtot,v amfibolech z Ac-břidlic nebo Chl-břidlic 5,92 až 8,20 hm. % FeOtot. Amfiboly obou sku-pin hornin se však zásadně liší poměrem Fe2+ a Fe3+. Hodnota poměru Fe2+/Fe3+ pro am-fiboly z Tlc-břidlice a Ac-Tlc-břidlice je 8,3 až 34,5, pro amfiboly z Ac-břidlic a Chl-břidlic0,9 až 1,8. Chemická nehomogenita některých individuí amfibolu v Chl-břidlici se projevu-je v BSE obrazu tmavším zbarvením centrální částí krystalu ve srovnání s jeho okrajem. Tu-to nehomogenitu dokumentují výsledky analýz č. 15 a 16 v tab. 3: centrální část krystalusložením odpovídá aktinolitu (č. 15), okrajová zóna magneziohornblendu (č. 16).

Chlorit tvoří tmavě zelené až černozelené šupinky o velikosti převážně do 2–3 mm,v Ac-Chl a Chl-Ac břidlici bývají přítomny i větší, silně zprohýbané lupeny chloritu. Chlo-rit je pleochroický (bezbarvý – jemně nazelenalý). Jeho chemické složení odpovídá kli-nochloru (reprezentativní analýzy jsou v tab. 2), ve starší klasifikaci MELKY (1965) jde rov-něž o klinochlor, případně o chlorit na rozhraní klinochlor/ripidolit (obr. 6). V chloritupřítomném v horninových partiích s chromitem byly zaznamenány zvýšené obsahy chromu(až 2,81 hm. % Cr2O3, 0,22 Cr apfu).

11

Obr. 5. Amfiboly z lokality Bischofsgraben a dal -ších krupníkových těles sobotínského masi -vu v kla si fikačním diagramu podle LEAKE-HO (1978).

Fig. 5. Amphiboles from the locality Bischofsgrabenand other soapstone bodies of the So botínMassif in classification diagram by LEAKE

(1978).

Obr. 6. Chlority z lokality Bischofsgraben v klasifi -kač ním diagramu podle MELKY (1965).

Fig. 6. Chlorites from the locality Bischofsgrabenin classification diagram by MELKA (1965).

Na složení hornin krupníkového tělesa se v jen nepatrném množství může podílet kře-men, přítomný v podobě drobných xenomorfních zrn. Relativně hojný je pouze v někte-rých vzorcích Ac-Tlc břidlice.

V Chl-břidlici se někdy jako akcesorie až vedlejší složka vyskytuje flogopit, tvořícíjednotlivé šupinky o velikosti do 0,5 mm, makroskopicky v hornině nerozlišitelné. Šupinkyflogopitu jsou nepravidelně rozptýleny v agregátech chloritu (obr. 7), zpravidla jsou postiže-ny alteracemi (chloritizace, baueritizace). Výsledky dvou WDX analýz flogopitu jsou sou -částí tab. 2, z níž je zřejmý deficit draslíku (jako důsledek sekundárních přeměn) a výraznápře vaha Mg nad Fe – hodnota poměru Mg/(Mg+Fe2+) je v případě obou bodových analýz 0,79.

Běžnými akcesoriemi hornin krupníkového tělesa jsou chromit, apatit, TiO2-minerál(podle morfologie patrně rutil), ilmenit a zirkon (v uvedeném pořadí se snižuje jejich kvan-tita), přítomen je i Fe-oxid (patrně magnetit nebo martitizovaný magnetit). Uvedené mine-rály byly identifikovány na základě WDX analýz, případně EDX spektra (drobné rozměryzrn nebo nevhodné řezy často neumožňovaly provedení WDX analýz s reprezentativnímvýsledkem). V Tlc-břidlici byla v reliktech zjištěna fáze, obsahující z prvků stanovitelnýchmetodou EDX či WDX jedině Mg. Lze předpokládat, že jde o magnezit.

12

Obr. 7. Šupiny flogopitu v chlo ri tickébři dli ci (BSE, šířka snímku1,8 mm, foto P. Ga das).

Fig. 7. Phlogopite scales in chloriteschist (BSE, width of the pho -to 1,8 mm, photo P. Gadas).

Obr. 8. Zrna chromitu v aktinolit-mastkové břidlici (BSE, šíř -ka snímku 0,12 mm, foto P.Gadas).

Fig. 8. Chromite grains in aktino-lite-talc schist (BSE, widthof the photo 0,12 mm, pho-to P. Gadas).

Chromit je nejhojnější ze všech uvedených akcesorií, zjištěn byl ve všech horninovýchtypech tvořících krupníkové těleso. Tvoří drobná zrna o velikosti zpravidla do 0,02 mm, je-jich průřezy jsou převážně hypautomorfní nebo xenomorfní (obr. 8). Výsledky WDX ana-lýz chromitu jsou uvedeny v tab. 4, graficky vyjádřeny na obr. 9.

Trhliny v Ac, Tlc-Ac nebo Ac-Tlc-břidlici bývají vyplněny amfibolovým azbestem, je-hož paralelně orientovaná vlákna dosahují délky i přes 1 cm. Azbest je šedozelený, je vý-razně světlejší než amfibol v okolní hornině. Složení azbestu je velmi podobné chemismuamfibolu tvořícího okolní horninu. EDX analýzami byl v azbestu prokázán jen malý obsahhliníku a železo bylo stanoveno v množství 5,08 až 7,17 hm. % FeOtot. Výsledky EDX ana-lýz nejsou dostatečně přesné k provedení přepočtu sumárního železa na Fe2+ a Fe3+, avšaki tak je zřejmé, že jde o aktinolit, příp. až tremolit.

6. DISKUSE

1. Krupníkové těleso vystupující na lokalitě Bischofsgraben se zastoupením hlavních horni-nových typů a jejich symetricky zonálním uspořádáním podobá krupníkovým tělesůmz jiných úseků sobotínského masivu, reprezentovaných lokalitami Smrčina a Zadní Hu-tisko. Jádra dobře odkrytých těles na Smrčině a Zadním Hutisku jsou tvořena krupní-kem (mas tek+dolomit) a Tlc-břidlicí. Toto jádro je lemováno Ac-břidlicí (příp. tremoli-tickou břidli cí), která ve směru k okraji přechází do zóny Chl-břidlice (KRETSCHMER1911, ZIMÁK et al. 2002). Na lokalitě Bischofsgraben je posloupnost těchto zón zcelashodná, jejich mocnosti jsou zde však řádově menší. Typický krupník ve výchozu na lo-kalitě Bischofsgraben nebyl zjištěn, a nebyl nalezen ani ve fragmentech v jeho okolí. Jemožné, že krupník je i součástí tohoto tělesa, v profilu však nebyl zastižen. O přítomnostikarbonátu v některých partiích mastkové břidlice by mohly svědčit drobné dutinky,vzniklé pravděpodobně jeho vyvětráním, i ojedinělé relikty karbonátu zjištěné při studiuna mikrosondě. V případě těchto reliktů však nejde o dolomit (jak je běžné v krupnícíchna Sobotínsku), ale o magnezit, jehož ojedinělá přítomnost je známa z lokality Smrči-na – viz NOVOTNÝ (1997a, b, c) a též nepublikovaná data autorů tohoto článku.

2. Povahou hornin se těleso na lokalitě Bischofsgraben podobá nejen klasickým výskytůmna Smrčině a Zadním Hutisku, ale také v Medvědím dole v severním výběžku sobotín-

13

Obr. 9. Chromit z Bischofsgrabenu a dalších lokalit sobo tín -ské ho masivu v klasifikačním diagramu pro Cr-spi ne -lidy.

Fig. 9. Chromite from Bischofsgraben and other localitiesof the Sobotín Massif in classification diagram forCr-spinelides.

ského masivu, kde jde o krupníkové těleso malých rozměrů bez typické symetricky zo-nální stavby (ZIMÁK et al. 2017). Není proto překvapením, že neexistují zásadnější roz-díly v chemismu dominantních silikátů na těchto čtyřech zmíněných lokalitách. Bez vý-jimky to platí pro mastek a chlorit. V případě amfibolů je situace odlišná (obr. 5).Amfiboly z lokalit Bischofsgraben, Smrčina a Zadní Hutisko složením odpovídají akti-nolitu nebo tremolitu, některé zóny amfibolových individuí případně magneziohornblen-du. Amfiboly z krupníkového tělesa v Medvědím dole mají vyšší obsahy Fe2+, v kla -sifikaci LEAKEHO (1978) jde o aktinolit nebo magneziohornblend. Značnou podobnostlze konstatovat i v případě chromitu (obr. 9). V tomto případě byla pro srovnání použi-ta již publikovaná data z výskytu krupníku pod Velkým Májem (NOVOTNÝ 1998 – che-mismus je zde prakticky shodný s chromitem z Bischofsgrabenu) a z lokality Medvědídůl.

3. Vzhledem k existujícím modelům vzniku mastkem bohatých hornin lze v případě sobo-tínského masivu za možný protolit krupníkových těles považovat ultramafity. V literatu-ře lze najít popis mnoha výskytů mastkových břidlic a krupníků (v řadě případů jde o tě-žená ložiska), jejichž geneze je vysvětlována přeměnou ultramafitů oceánské kůry, častov podobě ofiolitů začleněných do kontinentálních struktur. Protolitem jsou v tomto pří-padě peridotity, které byly postiženy serpentinizací, po níž následovala Si-metasomató-za, jejímž hlavním produktem byl mastek. Přítomnost CO2 v roztocích vyvolávajícíchsteatizaci serpentinitu vedla ke vzniku magnezitu, a tedy k vytvoření krupníku s asociacímastek+magnezit. Podrobné informace o těchto procesech uvádí např. DONALDSON(1981), WINTER (2001), DILL (2010), BUCHER – GRAPES (2011), ALI-BIK et al. (2012)a HARVEY et al. (2014). Na styku fragmentů plášťových hornin (harzburgity, lherzolity,serpentinity) s křemenem bohatými horninami (např. pelity, resp. metapelity) v průbě-hu metamorfózy často dochází ke vzniku reakčních zón díky migraci látek přes kontakttěchto dvou chemicky zcela odlišných prostředí. Ultramafit může být lemován zónoumastku, okraj tělesa bývá tvořen tzv. „blackwall“, tj. černě zbarvenou zónou složenouz chloritu nebo biotitu (v závislosti na termodynamických podmínkách). Někdy majíuzavřeniny ultramafitů v metapelitech symetrickou zonálnost připomínající stavbu tělesna lokalitách Smrčina, Zadní Hutisko a Bischofsgraben: serpentinitové jádro uzavřeninyje lemováno monominerální zónou mastku, po níž následuje zóna aktinolitu, okraj těle-sa má charakter „blackwall“. Na jiných lokalitách je jádro těchto těles tvořeno krupní-kem, pak následuje zóna aktinolitu a „blackwall“.Může být protolitem krupníkových těles na Sobotínsku ultramafit charakteru peridoti-tu? Součástí sobotínského masivu jsou ojedinělá tělesa serpentinitů (FIALA et al. 1980,ZIMÁK1999). Tím je splněna ta nejzákladnější podmínka, tj. přítomnost peridotitů neboserpentinitů v tomto prostoru. Avšak peridotity a jejích hydratací vzniklé serpentinitymají obecně velmi nízké obsahy vápníku, a platí to i pro serpentinity sobotínského ma-sivu (0,50 hm. % CaO uvádí FIALA et al. 1980). Přeměna těchto hornin na krupníkovátělesa by vyžadovala významný přínos vápníku (vysoký obsah vápníku v zóně aktinoli-tické břidlice tělesa na lokalitě Bischofsgraben je zřejmý z tab. 1 a obr. 4). Je proto prav-děpodobnější, že protolitem krupníkových těles na Sobotínsku jsou hornblendity (resp.metahornblendity). Již KRETSCHMER (1911) považuje horniny krupníkových těles sobo-tínského masivu za výsledek alterace ultramafitů charakteru websteritu nebo hornblen-ditu. Steatitizace hornblenditu (resp. metahornblenditu) podél střižných zón byla proká-zána na lokalitě Medvědí důl (HANžL 1995, ZIMÁK et al. 2017), kde se hydrotermálníalterací vytvořily partie (zóny) tvořené krupníkem (mastek+dolomit), mastkovou břidli-cí, aktinolitickou břidlicí i chloritickou břidlicí (koncentricky zonální stavba zde však ne-byla zjištěna). Z údajů o chemismu jednotlivých horninových typů tvořících krupníkovátělesa na lokalitách Bischofsgraben i Medvědí důl lze odhadnout obsahy hlavních složekv rámci celých těles (pro „přesný“ výpočet chybí údaj o kvantitativním zastoupení jed -notlivých horninových typů). Odhadnuté obsahy SiO2, Al2O3, MgO, FeO a CaO v celém

14

krupníkovém tělese víceméně odpovídají jejich obsahům v hornblenditech (metahorn-blenditech) sobotínského masivu. V průběhu hydrotermální alterace došlo k hydratacia zcela jistě k výraznému přínosu CO2. Přeměnu původního hornblenditu (metahorn-blenditu) na krupníkové těleso lze celkově považovat za izochemický proces, při němžse však výraznou redistribucí Si, Al, Fe a Ca vytvořila výše popsaná koncentrická zonál-nost. Zatím neznáme odpověď na otázku, proč hydrotermální alterace hornblenditu(metahornblenditu) vedla ke vzniku těles právě s takovou zonální stavbou, rámcověshodnou s posloupností metasomatických zón na styku peridotitů plášťového původus metapelity v ofiolitových zónách. Je však jisté, že za daných podmínek byl v sobo -tínském masivu výsledek těchto procesů vždy víceméně shodný. Jednotlivá krupníkovátěle sa se mohou lišit svými rozměry, ne však petrograficky či mineralogicky. LokalityZadní Hutisko, Smrčina a Bischofsgraben jsou toho dokladem.

7. ZÁVĚR

Krupníkové těleso vystupující na lokalitě Bischofsgraben v sobotínském masivu má sy-metricky zonální stavbu. Od centra profilu k okraji tělesa lze rozlišit tři hlavní typy hornin:mastková břidlice – aktinolitická břidlice – chloritická břidlice (mezi uvedenými typy exis-tují přechodné zóny). Typický krupník přítomný na klasických lokalitách Sobotínska (Smr-čina a Zadní Hutisko) nebyl na lokalitě Bischofsgraben zjištěn. Patrně je součástí tohototělesa, na dostupném profilu však nebyl zastižen. Typickou akcesorií hornin krupníkovéhotělesa je chromit. Krupníkové těleso na lokalitě Bischofsgraben pravděpodobně vzniklohydrotermální přeměnou hornblenditu (metahornblenditu).

LITERATURA

ALI-BIK, M. W., TAMAN, Z., EL KALIOUBI, B., ABDEL WAHAB, W. (2012): Serpentinite–hosted talc–magnesitedeposits of Wadi Barramiya area, Eastern Desert, Egypt: Characteristics, petrogenesis and evolution. –Journal of African Earth Sciences, 64, 77–89.

BUCHER, K., GRAPES, R. (2011): Petrogenesis of metamorphic rocks. Springer Verlag Heidelberg etc.DILL, H. G. (2010): The “chessboard” classification scheme of mineral deposits: Mineralogy and geology from

aluminum to zirkonium. – Earth-Science Reviews, 100, 1–420.DONALDSON, M. J. (1981): Redistribution of ore elements during serpentinization and talc-carbonate alteration

of some Archean dunites, Western Australia. – Economic Geology, 76, 1698–1713.FIALA, J., JELÍNEK, E., POUBA, Z., POUBOVÁ, M., SOUČEK, J. (1980): The geochemistry of the ultrabasic rocks of

the Sobotín amphibolite massif (Czechoslovakia). – Neues Jahrbuch für Mineralogie – Abhandlungen, 137,257–281.

FOJT, B., VÁVRA, V. (1997): Rudní akcesorie hornblenditu z údolí Medvědího dolu (Hrubý Jeseník). – Geologickévýzkumy na Moravě a ve Slezsku v roce 1996, 105–106.

GÁBA, Z. (1989): Hmotné doklady o použití krupníku na severní Moravě. – Severní Morava, 58, 39–51.HANžL, P. (1995): Hornblendit ze šupiny sobotínského masívu jihovýchodně od Zámčiska. – Geologické výzkumy

na Moravě a ve Slezsku v roce 1994, 84.HARVEY, J., SAVOV, I. P., AGOSTINI, S., CLIFF, R. A., WALSHAW, R. (2014): Si–metasomatism in serpentinized

peridotite: The effects of talc–alteration on strontium and boron isotopes in abyssal serpentinites from Hole1268a, ODP Leg 209. – Geochimica et Cosmochimica Acta, 126, 30–48.

KRETSCHMER, F. (1911): Das metamorphe Diorit- und Gabbromassiv in der Umgebung von Zöptau (Mähren). –Jahrbuch der kaiserlich–königlichen Geologischen Reichsanstalt, 61, 53–180.

KRUŤA, T., PADĚRA, K., POUBA, Z., SLÁDEK, R. (1967): Die Mineralienparagenese in dem mittleren Teile desAltvatergebirges (Hrubý Jeseník, Hohes Gesenke, ČSSR) I. – Časopis Moravského muzea, Vědy přírodní, 52,5–28.

LEAKE, B. E. (1978): Nomenclature of amphiboles. – American Mineralogist, 63, 1023–1052.MELKA, K. (1965): Návrh na klasifikaci chloritových minerálů. – Věstník Ústředního ústavu geologického, 40, 23–27.NOVOTNÝ, P. (1997a): Revize některých významných mineralogických lokalit v okolí Maršíkova a Sobotína, okres

Šumperk. – Geologické výzkumy na Moravě a ve Slezsku v roce 1996, 107–109.

15

NOVOTNÝ, P. (1997b): Revize některých významných mineralogických lokalit v okolí Maršíkova a Sobotína, okresŠumperk. – Zprávy Vlastivědného muzea v Olomouci, 275, 12–16.

NOVOTNÝ, P. (1997c): Revize některých významných mineralogických lokalit v okolí Maršíkova a Sobotína, okresŠumperk. – Bulletin mineralogicko-petrologického oddělení Národního muzea v Praze, 4–5, 178–181.

NOVOTNÝ, P. (1998): Nové poznatky o mineralogii okolí Vernířovic, okres Šumperk. – Bulletin mineralogicko-petro -logického oddělení Národního muzea v Praze, 6, 199–203.

POUBA, Z. (1969): The Sobotín basic complex and its metallogenesis. – Acta Universitatis Carolinae – Geologica, 2,105–117.

PŘICHYSTAL, A., NOVOTNÝ, P. (1999): Geochemické studium metabazitů ze střední části sobotínského amfi -bolitového masivu (silezikum). – Geologické výzkumy na Moravě a ve Slezsku v roce 1998, 121–125.

WINTER, J. D. (2001): An introduction to igneous and metamorphic petrology. Prentice-Hall Inc. Upper SaddleRiver, New Jersey.

ZIMÁK, J. (1999): Serpentinity sobotínského amfibolitového masivu. – Geologické výzkumy na Moravě a ve Slezskuv roce 1998, 129–131.

ZIMÁK, J., DALAJKOVÁ, K., DONOCIK, R., KRIST, P., REIF, D., ŠTELCL, J., KOPECKÁ, L. (2016): Využitelnostterénních rentgenfluorescenčních analyzátorů ke stanovení chemismu cementářských surovin – na příkladuvelkolomu Mokrá. – Zprávy o geologických výzkumech, 49, 79–82.

ZIMÁK, J., FOJT, B., JURÁNKOVÁ, Z. (2017): Mineralogie krupníkového tělesa v Medvědím dole u Koutů nadDesnou v Jeseníkách. – Geologické výzkumy na Moravě a ve Slezsku, 97–102.

ZIMÁK, J., NOVOTNÝ, P., FOJT, B., NOVÁK, M., VÁVRA, V., KOPA, D., LOSOS, Z., PRINZOVÁ, E., SKÁCEL, J. (2002):Exkurzní průvodce po mineralogických lokalitách na Sobotínsku. UP Olomouc 2002.

16

ISSN 1211–8796 Acta Mus. Moraviae, Sci. geol.CIII (2018): 1, 17–27, 2018

MAGNETITOVÝ SKARN S FERROBUSTAMITEM V MRAMORUV SOKOLÍ U TŘEBÍČE

(MOLDANUBIKUM, ZÁPADNÍ MORAVA, ČESKÝ MASIV)

FERROBUSTAMITE-BEARING MAGNETITE SKARN IN MARBLE AT SOKOLÍ NEAR TŘEBÍČ(MOLDANUBIAN ZONE, WESTERN MORAVIA)

STANISLAV HOUZAR & VLADIMÍR ŠREIN

Abstract

Houzar, S., Šrein, V., 2018: Magnetitový skarn s ferrobustamitem v mramoru v Sokolí u Třebíče (molda -nubikum, západní Morava, Český masiv). – Acta Mus. Morav., Sci. Geol., 103, 1, 17–27.

Ferrobustamite-bearing magnetite skarn in marble at Sokolí near Třebíč (Moldanubian zone, Western Moravia)

Ferrobustamite was found in Fe-skarn at Sokolí and it is the first known occurrence in the BohemianMassif. The skarn forms layer in marble enclosed in leucocratic migmatites (diatexites). Ferrobustamite(Ca4.58–4.70 Mn0.14–0.20 Mg0.01–0.13)5 Fe0.95–1.6 Si5.86–6.01 O18) forms microscopic needle-like aggregates withhedenbergite (Hd71–99) filling intergranulars of grossular-andradite. It forms a massive skarn (endoskarn)whereas exoskarn is composed of andradite + hedenbergite + abundant magnetite with microscopicinclusions of gahnite. The adjacent calcite marble is very poor in flogopite, diopside, and rare hydroxyl-chondrodite. Marble locally contains veins of diopside, prehnitized anorthite and wollastonite. The mineralassemblage of ferrobustamite is a product of HT/LP-MP metamorphism (skarnization) at T > 600 ° C inthe contact aureole of the Třebíč pluton (Moldanubian Zone).

Key words: ferrobustamite, magnetite, gahnite, calcic skarn, Moldanubian Zone, Bohemian Massif

Stanislav Houzar, Department of Mineralogy and Petrography, Moravian Museum, Zelný trh 6, 659 37 Brno,Czech Republic, e-mail: shouzar@mzm.cz

Vladimír Šrein, Czech Geological Survey, Klárov 131/3, 118 00 Praha, Czech Republic

ÚVOD

V moldanubiku západní Moravy nacházíme několik typů železem bohatých magneti-tových skarnů. Většina z nich se vyznačuje se složitým vývojem, v němž lze rozlišit něko-lik fází regionální metamorfózy.

V pestré jednotce to jsou až několik desítek, ojediněle stovek m mocné vápenaté mag-netitové skarny tvořené grossular-almandinem (lokálně andraditem), hedenbergitem a amfi -boly. Vystupují v pararulách až svorech s kvarcity, kalcitickými mramory a amfibolity(např. Županovice, Bělčovice).

V gföhlské jednotce jde o řádově desítky m mocná složená tělesa s dominujícími alman-din-grossular – hedenbergitovými skarny (obvykle bez magnetitu) a obsahující podřízeněpyroxenické až olivín-pyroxenické (± flogopit) hořečnaté skarny s masivním magnetitem(Kordula, Rešice, Višňové). Jsou uloženy v leukokratních migmatitech (gföhlských ru lách)společně s ultrabaziky, příp. eklogity, zcela výjimečně (Třebenice, Kordula) i s dolomitic-kými mramory.

17

Vznik těchto skarnů byl odedávna předmětem diskuse, zabývající se jak možným ge-netickým vztahem mezi skarny a mramory, původem některých složek (izochemická me-tamorfóza vs metasomatóza) a vlivem metamorfních podmínek na celkovou minerálníasociaci skarnů. V obou případech jde o skarny postižené regionální metamorfózou úrovněvyšší amfibolitové až granulitové facie (NĚMEC 1991, PERTOLDOVÁ et al. 2009, BUBAL2013).

Železem bohaté magnetitové skarny s významnějšími relikty karbonátových hornin,nebo uložené přímo v mramorech, se na západní Moravě vyskytují poměrně vzácně a na-víc nejsou dnes obvykle přístupné ve výchozech.

K jedné z výjimek náleží malý, dlouho známý skarn u Sokolí–Palečkova mlýna,5 km z. od Třebíče. Lokalita se nachází na skalním útesu asi 30 m nad levým břehemřeky Jihlavy u splavu (obr. 1). Přístup je přes neoplocený soukromý pozemek (HOUZAR1982).

GEOLOGICKÁ SITUACE

Magnetitový skarn u Sokolí vystupuje v leukokratních migmatitech (diatexitech)pestré jednotky moldanubika nedaleko jejich styku s melagranity (durbachity) třebíčskéhoplutonu. Tyto migmatity s převahou leukosomu a malým množstvím biotitu přecházejí aždo anatektických granitů a byly dříve řazeny k tzv. aplitické (přesněji, podle SUESSE 1906,k aplity bohaté) zóně ležící v bezprostředním podloží durbachitů. Lokálně obsahují po -lohy pyroxen-plagioklasových skarnoidů a ojediněle tenké, tektonicky rozvlečené vložkychon droditových dolomit-kalcitických mramorů s pargasitem a clintonitem (HOUZAR 1982,HOU ZAR a NOVÁK 1998, 2006).

V okolí těchto leukokratních migmatitů nacházíme tmavé migmatitizované cordierit-biotitické pararuly s vložkami dolomitických mramorů, wollastonit-pyroxenických rohovců(skarnoidů) a vzácně i amfibolitů (obr. 2).

Minerální asociace mramorů a skarnoidů odpovídá podmínkám vzniku při HT/LPmetamorfóze za T ~ 650–700 °C při P = 2–4 kbar a je variského stáří (HOUZAR 1982, HOU-ZAR a NOVÁK 2006, ČOPJAKOVÁ a HOUZAR 2009).

18

Obr. 1. Topografická situace lokality skarnu s ferro -bustamitem u Sokolí.

Fig. 1. Topographic situation of ferrobustamite-bearing skarn near Sokolí.

METODIKA

Výchozí analýzy části granátů, pyroxenů a ferrobustamitu byly realizovány na elektro-novém mikroanalyzátoru JEOL JXA-50A při urychlovacím napětí 20 kV a proudu 0,03 μA,průměr svazku 2 μm. Za standardy byly použity předem analyzované minerály: leucit – K,jadeit – Na, diopsid – Ca a syntetické oxidy SiO2, TiO2, MgO, Mn3O4, Fe2O3 a Al2O3. Ope-rátor B. Kolman. GlÚ AVČR. Další analýzy silikátů a spinelidů byly realizovány na společ-ném pracovišti elektronové mikroskopie a mikroanalýzy ÚGV PřF MU a ČGS (analytikR. Škoda, J. Haifler) za použití přístroje Cameca SX 100. Měření probíhalo za těchto pod-mínek: vlnově disperzní mód, urychlovací napětí 15 keV, proud svazku 10–20 nA, velikostsvazku 2–7 μm. Při analýze jednotlivých oxidů a silikátů bylo využito těchto standardů:sanidin (Al, K Kα); albit (Na Kα); baryt (Ba Lα); pyrop (Mg Kα), u karbonátů Mg2SiO4(Mg Kα); wollastonit (Ca, Si Kα); spessartin (Mn Kα); titanit (Ti Kα); almandin (Fe Kα);u spinelidů hematit (Fe Kα); topaz (F Kα); vanadinit (V, Cl Kα); chromit (Cr Kα); gahnit(Zn Kα); Ni2SiO4 (Ni Kα); fluorapatit (P Kα); Sn (Sn Lα); SrSO4 (Sr, S Kα); YAG (Y Lα);zirkon (Zr Lα); fosfáty příslušných REE prvků (Ce, La, Pr, Nd, Sm, Gd, Dy, Er, Yb).Obsahy měřených prvků, které nejsou uvedeny v tabulkách, byly pod mezí detekce přístro-je (cca 0.02–0.05 hm. %). Raw data byla korigována pomocí X-phi korekce (MERLET 1994).

CHARAKTERISTIKA SKARNU

Skarn je uložen v asi 2 m mocné poloze našedlého, středně až hrubě zrnitého mra -moru tvořeného kalcitem (< 0,12 hm. % FeO, < 0,05 hm. % MgO a < 600 ppm Sr). Mramorje poměrně chudý silikáty (cca < 1 obj. %); jako vedlejší silikáty obsahuje převážně flogo-

19

Obr. 2. Profil skarnem na lokalitě Sokolí-Palečkův mlýn (podle stavu v r. 1977). Fig. 2. Cross-section of the skarn in Sokolí-Palečkův mlýn locality (according to the situation in 1977).

pit, diopsid a ojedinělý hydroxyl-chondrodit. Při styku se skarnem vzácně pronikají mra -morem asi 5–10 mm mocné provrásněné žilky složené z diopsidu, wollastonitu, prehnitua alterovaných Ca-plagioklasů (obr. 3a).

Studovaná hornina odpovídá vápenatému skarnu bohatému Fe. V rámci skarnu obje-mově převládá červenohnědý masivní granátický skarn (endoskarn) s kolísavým obsahemtmavozeleného železnatého pyroxenu (obr. 3b). Pyrhotin a pyrit jsou v masivním skarnuběžnými akcesoriemi, ojedinělý je sfalerit, arzenopyrit a scheelit. Na výchozu je horninazvětralá, povlečená limonitem a sádrovcem. Masivní skarn je prostoupen hrubozrnnýmibezslídnými granitoidními horninami chudými křemenem a obsahujícími lokálně diopsid,aktinolitický amfibol a titanit. Menší objem zaujímá exoskarn, reprezentovaný drobně zrni-tým granátem, pyroxenem a magnetitem, tvořícím žilky a drobné budiny v hrubozrnnémnašedlém kalcitickém mramoru (obr. 2).

Podél styku s leukokratními migmatity s biotitem, ojediněle i s cordieritem, granátema sillimanitem, jsou vyvinuty světlejší jemnozrnné granát-diopsidické skarnoidní horniny(CaSi rohovce) s vtroušeninami pyrhotinu a vzácněji s akcesorickým scheelitem.

MINERALOGIE SKARNU

GranátyDominujícími minerály ve skarnu jsou granáty (grossular-andradit) a hedenbergit.

V masivním skarnu převládá granát nad pyroxenem. V mramoru převažuje hedenbergits magnetitem nad andraditem nebo se granát vzácně vyskytuje téměř bez pyroxenu a mag-netitu samostatně; tvoří tenké monominerální žilky.

Červenohnědý masivní granát tvoří skarn bez magnetitu a místy jeví znaky křehkédeformace, kdy nepravidelné úzké trhliny vyplňují žilky hedenbergitu s kalcitem a oje-diněle ferrobustamitem. Zrna granátu vykazují nevýraznou zonálnost: v nepravidelněomezených centrech převládá grossularová složka (69–48 % Grs; 23–42 % Adr a 8–16 %

20

Obr. 3a. Wollastonit s diopsidem-hedenbergitem a prehnitizovaným anortitem. Tenké žilky v mramoru přilehlémke skarnu (BSE foto, J. Haifler).

Fig. 3a. Wollastonite with diopside-hedenbergite and prehnitized anorthite. Thin veins in marble adjacent to theskarn (BSE photo, J. Haifler).

Obr. 3b. Andraditový skarn (vyznačena laločnatě omezená tmavší jádra grossularu) s hedenbergitem (BSE foto,R. Škoda).

Fig. 3b. Andradite skarn (marked by the lobate darker grossular core) with hedenbergite (BSE photo, R. Škoda).

a) b)

pyralspitové složky), užší okraje mají složení andraditu (51–67 % Adr; 45–28 % Grsa 10–16 % pyralspitu). V pyralspitové složce výrazně dominuje almandinová komponen-ta nad spessartinovou, zatímco pyropová téměř úplně chybí (obr. 4). Za zmínku stojímírně zvýšený obsah titanu (>0,25 hm. % TiO2; >0.008 apfu Ti), jehož obsah v gra -nátech Fe-skarnů může odlišovat endo- a exoskarny (NĚMEC 1970, EINAUDI a HARRIS1982).

Červenohnědé subhedrální krystaly velikosti 0,5–2 mm granátu, srůstající se zrnitýmpyroxenem a magnetitem, tvoří drobně až středně zrnité agregáty s kalcitem v mramoru,které lze pokládat za exoskarn. Granát odpovídá andraditu s nízkým obsahem grossularovésložky, nejnižší v granátu z asociace s magnetitem (≤87 % Adr; ≤11 % Grs). Velmi nízký jeobsah pyralspitové komponenty (≤2 %), přičemž podíl Mn/Fe je vyrovnaný. Nízký je také,ve srovnání s granátem endoskarnu, obsah Ti, který je na hranici a pod hranicí stanovení(tab. 1). Obsahy jiných elementů (Cr, Na, P, Sn, V, Zn, Zr) byly ve všech typech granátůpod mezí stanovení.

HedenbergitSložení tmavozeleného klinopyroxenu, který v masivním skarnu vystupuje oproti

granátu podřízeně, odpovídá relativně čistému hedenbergitu (>85 % Hd) s nízkým, alevyváženým poměrem johansenitové (4–6 % Jo) a diopsidové složky (3–9 % Di). Heden-bergit obsahuje 0,25–0,58 hm. % TiO2 (0,008–0,018 apfu Ti), 0,93–1,68 hm. % Al2O3;0,025–0,060 apfu IVAl a 0,11–0,63 hm. % Na2O; 0,009–0,042 apfu Na. Čistý hedenber-git (99–100 % Hd) byl zjištěn v ojedinělých mikroskopických zrnech s ferrobustamitem(Fe nejbohatší analýzy v obr 5).

Středně zrnitý, trávově zelený klinopyroxen v exoskarnu má vyšší obsah diopsidové(35–50 % Di) a nízký podíl johansenitové složky (≤ 2 % Jo), odpovídá hořečnatému heden-bergitu. Ostatní složky a prvky jsou zastoupeny minimálně. Hedenbergit exoskarnu má niž-ší podíl Al (0,35–0,90 hm. % Al2O3; 0,016–0,042 apfu IVAl) a Zn (0,26–0,36 hm. % ZnO;0,007–0,10 apfu Zn), Cr, Na, Ti, V, je na hranici stanovení. Vyskytuje se v asociaci s andra-ditem nebo může tvořit lemy na styku magnetitu s kalcitem nebo granátem. Pyroxen z aso-ciace s wollastonitem je hedenbergit s vysokým podílem Di-složky (tab. 1), ve srovnánís asociacemi s granáty obsahuje poněkud více Mn (6 % Jo)

21

Obr. 4. Složení granátů z endoskarnu (jádro-okraj)a exoskarnu.

Fig. 4. The composition of garnets from endoskarn(core-rim) and exoskarn.

22

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

Ferrobustamit a wollastonitTeoretické složení ferrobustamitu lze nejlépe vyjádřit jako Ca5FeSi6O18 (SHIMAZAKI

1980), častěji se používají vzorce (Fe,Ca, Mn)SiO3 nebo Ca(Fe2+,Ca, Mn2+)Si2O6. Jdeo relativně vzácný minerál skarnů vzniklých na kontaktu granitů s mramory (DEER et al.1997, SATO 1980).

V magnetitovém skarnu u Sokolí byl ferrobustamit, poprvé v Českém masivu, určenŠREINEM et al. (1999). Jeho drobně jehličkovité, žlutavě hnědé agregáty, makroskopicky ne-odlišitelné od wollastonitu, vyplňují společně s hedenbergitem a kalcitem asi 1 mm mocnétrhliny v masivním granátickém skarnu (obr. 6). Mikroskopicky tvoří paralelně srůstajícíjehlicovité agregáty velikosti ≤ 500 μm v asociaci s hedenbergitem (71–99 Hd), granátem(59–68 Adr) a klinozoisitem (< 0,48 % hm. % FeO).

Alterace, zejména zatlačování kalcitem a Mn-Fe oxo-hydroxidy včetně mikroskopickéformy agregátů ferrobustamitu, zatím neumožnila jeho rentgenometrické studium. Od po-dobného wollastonitu byl však spolehlivě odlišen svým chemickým složením (obr. 5, tab. 2),které odpovídá přibližně složení typového ferrobustamitu z lokality Camas Malag, Skye,Skotsko (TILLEY 1948, MASON 1975, YAMANAKA et al. 1977).

23

Obr. 5. Složení ferrobustamitu a hedenbergituv ter nárním diagramu CaSiO3 – MnSiO3 –FeSiO3 (upraveno podle ABRECHTA 1980).

Fig. 5. The compositions of ferrobustamite andhedenbergite in ternar diagram CaSiO3 –MnSiO3 – FeSiO3 (modified by ABRECHT

1980).

Obr. 6. Částečně alterovaný ferrobustamit v an -dra ditovém skarnu s ojedinělým heden -bergitem (BSE foto, V. Šrein).

Fig. 6. Partially altered ferrobustamite in an-dradite skarn with sporadic hedenbergite(BSE photo, V. Šrein).

Ferrobustamit ze Sokolí je relativně chudší Fe (9,56–10,57 hm. % FeO; 0,95–1,06 apfuFe; ~ 20% FeSiO3) a chudý Mn (1,34–1,78 hm. % MnO; 0,135–0,190 apfu Mn; ~ 4%MnSiO3). Z ostatních složek stojí za zmínku místy relativně vyšší obsah hliníku (1,07 hm.% Al2O2; 0,15 apfu Al), kolísavé obsahy sodíku (0,00–0,58 hm. % Na2O; 0,00–0,133 apfuNa) a titanu (0,08–0,39 hm. % TiO2; 0,007–0,035 apfu Ti) (tab. 2). Jeho průměrné slože-ní (20 analýz) odpovídá (Ca4.58–4,70Mn0,14–0,20Mg0,01–0,13)5 Fe0.95–1.6 Si5,86–6,01 O18.

Wollastonit se složením (Ca5,817–5,859Mn0,054–0,090Fe0,053–0,063Mg0,007–0,014)6Si5,995–6,009 O18, se vyskytuje v kalcitickém mramoru přiléhajícím ke skarnu ve zmíněnýchžilkách tvořených hořečnatým hedenbergitem a prehnitizovaným anortitem.

Magnetit (s odmíšeninami gahnitu)Výskyt magnetitu se soustřeďuje převážně na exoskarn, kde tvoří v kalcitickém mra-

moru žilky a vtroušeniny s pyroxenem a andraditem. Obsah magnetitu kolísá od cca 20 po80 % (obr. 7).

Subhedrální zrna magnetitu velikosti ~ 1 mm těsně srůstají převážně s hedenbergitem.Magnetit je homogenní, odpovídající složení (Fe2+

0,999 Mn0,005–0,010 Mg0–0,003) (Fe3+1,972–1,978

Al0,019–0,025)2 O4, obsahy Si, Ti, Cr, Ni a V jsou na hranici a pod mezí stanovení. Lokálnězvýšený Zn (≤0,027 apfu) a zároveň Al (≤0,077 apfu) v analýzách pochází ze submikrosko-pických inkluzí zinečnatých spinelidů o velikosti ≤5 μm (obr. 8). V ojedinělých větších in-kluzích (odmíšeninách?) těchto spinelidů (10–15 μm), izometrických až mírně laločnatýcha tence tyčinkovitých tvarů byl identifikován gahnit o složení (Zn0,797Fe2+0,165Mg0,031Mn0,006)(Al1,914Fe3+

0.086)2 O4. V endoskarnu je magnetit pouze akcesorický, bez inkluzí, v zrnech velkosti < 0,5 mm

a to zarostlý převážně v grossular-andraditu.

24

Tabulka 2. Reprezentativní složení ferrobustamitu ze skarnu u Sokolí.Table 2. Representative composition of ferrobustamite from skarn near Sokolí.

DISKUSE A ZÁVĚR

Magnetitový skarn u Sokolí představuje drobný výskyt skarnu v mramoru, který odpo-vídá vápenatým skarnům Fe-typu, tak jak byly vymezeny např. EINAUDIM et al. (1981) neboMEINERTEM (1992, 2005).

V rámci skarnu lze rozlišit exoskarn, představovaný v mramoru asociací andradit-he-denbergit-magnetit (granát chudý Ti a Al), a masivní andradit-grossularový endoskarn (gra-nát bohatší Al a Ti). Zdroj železem bohatých fluid není jasný, infiltračně-metasomatickýpůvod skarnu je však pravděpodobný. Skarn nejeví, ve srovnání s většinou vápenatýchFe-skarnů v moldanubiku, znaky HP-HT regionální metamorfózy (chybí např. typický al-mandin-grossularový granát nebo amfiboly, srov. NĚMEC 1991, PERTOLDOVÁ et al. 2009). Vy-soký podíl andraditové složky v granátu odpovídá relativně oxidačním podmínkám vznikuskarnu. Naopak redukční asociace zastupuje hedenbergit (zvláště v asociaci bez magne titu),sdružený s akcesorickým pyrhotinem a výjimečně sfaleritem a arzenopyritem. Za zmínkustojí inkluze (odmíšeniny?) gahnitu v magnetitu exoskarnu. Deformace skarnu se pro jevilapřevážně jen budináží exoskarnů a rozlámáním granátu v masivním skarnu. Ne pravidelnétrhliny granátu byly vyplněny železem bohatým hedenbergitem, ojediněle s kal citem.

V této asociaci se zcela výjimečně vyskytl mikroskopický jemně vláknitý ferrobustamit.Tento minerál vznikl místo wollastonitu za relativně vysoké teploty spíše v redukčních pod-mínkách (pole stability Hd+Po) a při obsahu Fe ve fluidech. Ferrobustamit byl původně po-kládán za vysokoteplotní minerál T > 800° C (RUTTSTEIN 1971). Ve skarnech by mělo polestability železem chudého ferrobustamitu ležet mezi hedenbergitem a wollastonitem (SCHI-MAZAKI a YAMANAKA 1973). Později byl za těchto nižších teplot (převážně při T > 500 °C(pro P = 1 kbar) také syntetizován a zjištěno, že s množstvím Fe v systému se pole jeho sta-bility vůči wollastonitu rozšiřuje (ABRECHT 1980, BROWN a HUEBNER 1985, KAGEYAMA2008).

Složení granátu a koexistujícího klinopyroxenu studovaného skarnu nebylo přílišvhodné pro výpočet teploty vzniku skarnu. Při použití termobarometru Ravny (2000) bypři P 3 kb odpovídaly reálnější vypočtené teploty hodnotám 808–835 °C (ústní sděleníD. Buriánka). Tento teplotní rozsah je asi o 100 °C vyšší, než vyžaduje vznik wollastonituv prográdní asociaci Wo+An+Cal v koexistujícím mramoru při stejném tlaku a středníchhodnotách XCO2 (MASCH a HEUSS-AßBICHLER 1991).

25

Obr. 7. Magnetit s inkluzemi Zn-spinelidu a hedenbergi temv andraditovém exoskarnu. (BSE foto J. Haifler).

Fig. 7. Magnetite with Zn-spinels inclusions and heden-bergite in andradite exoskarn (BSE photo, J. Hai-fler).

Obr. 8. Izometrické až jehlicovité inkluze gahni-tu v magnetitu (BSE foto J. Haifler).

Fig. 8. Isometric and needle-like inclusions ofgahnite in magnetite (BSE photo, J. Hai-fler).

Asociace ferrobustamitu s relativně čistým hedenbergitem a andraditem na studovanélokalitě odráží zejména lokálně velmi omezené podmínky za vysoké aktivity Fe; mimo ma-sivní andraditový skarn se na lokalitě v přilehlém mramoru vyskytuje pouze wollastonit!

PODĚKOVÁNÍ

Předložená práce vznikla za finanční podpory Ministerstva kultury v rámci institucio-nálního financování na dlouhodobý koncepční rozvoj výzkumné organizace Moravskézemské muzeum (DKRVO, MK000094862). Za další podporu děkuje V. Š. projektu ČGSč. 223500.).

LITERATURA

ABRECHT, J. (1980): Stability Relations in the System CaSiO3 – CaMnSi2O6 – CaFeSi2O6. – Contrib. Mineral.Petrol., 74, 253–260.

BROWN, P. E., HUEBNER, J. S. (1983): Stability of ferrobustamite. – US Geol. Survey Prof. Paper, 138–139.BUBAL, J. (2013): Geochemie a vznik skarnů Českého masivu. Praha, 2013. – MS, Diplomová práce. Ústav

petrologie a strukturní geologie, Přírod. fak., Univerzita Karlova, 142 p.ČOPJAKOVÁ, R., HOUZAR, S. (2009): Zirkonolit v mramoru u Krahulova a stáří HT/LP metamorfózy moldanubika

v kontaktní aureole třebíčského plutonu. – Acta Mus. Morav., Sci. geol., 94, 67–76.DEER, W. A., HOWIE, R. A., ZUSSMAN, M. A. (1997): Rock-forming Minerals. Volume 2A Single-Chain Silicates. –

Geol. Soc. London, 668 p.EINAUDI, M. T., HARRIS, N. B. (1982): Skarn deposits in the Yerington District, Nevada; metasomatic skarn

evolution near Ludwig. – Econ. Geol., 77, 4, 877–898.EINAUDI, M. T., MEINERT, L. D., NEWBERRY, R. J. (1981): Skarn deposits. – Econ. Geol., 75th Anniversary Vol.,

317–391.HOUZAR S. (1982): Příspěvek k poznání výskytů mramorů u Sokolí. – Přírod. Sbor. Západomorav. muz., 12, 3–12.HOUZAR S., NOVÁK M. (1998): Fluorine-enriched rocks on exocontact of the Třebíč Durbachite Massif: evidence

from underlying chondrodite marbles. – Acta Univ. Carol., Abstract Vol. conf. POCEEL Praha, 42, 2, 267.HOUZAR, S., NOVÁK, M. (2006): Clintonite-bearing assemblage in chondrodite marbles from the Moldanubian

Zone, western Moravia, Bohemian Massif. – J. Czech geol. Soc., 51, 3–4, 249–258.KAGEYAMA, T. (2008): Chemical composition and low temperature stability of ferrobustamite in the systém

CaSiO3 – CaFeSi2O6 under hydrothermal condition. – Japanese Mag. Mineral. Petrolog. Sci., 35, 5, 137–145.MASCH, L., HEUSS-AßBICHLER, S. (1991): Decarbonation reactions in siliceous dolomites and impure limestones.

In: Voll, G, Töpel, J., Pattison, D. R. M., Seifert, F. (eds.): Equilibrium and Kinetics in Contact Metamorphism:The Ballachulish Complex and Its Aureole – Springer-Verlag, Berlin.

MASON, B. (1975): Compositional limits of wollastonite and bustamite. – Amer. Mineralogist, 60 (3–4), 209–212.MEINERT, L. D. (1992): Skarns and Skarn Deposits. – Geoscience Canada, 19, 4, 145–162.MEINERT, L. D., DIPPLE, G. M., AND NICOLESCU, S., (2005): World Skarn Deposits: in Hedenquist, J. W.,

Thompson, J. F. H., Goldfarb, R. J., and Richards, J. P., eds., – Econ. Geol. 100th Anniversary Volume,Society of Economic Geologists, Littleton, Colorado, USA, Includes supplementary appendices on CD-ROM(filename: Meinert), p. 299–336.

MERLET, C. (1994): An accurate Computer Correction Program for Quantitative Electron Probe Microanalyses. –Microchimica Acta, 114/115, 363–376.

NĚMEC, D. (1970): Zur Geochemie des Titans in den regionalmetamorphen Skarnen der Böhmischen Masse. –Geologie, 19, 7, 831–845.

NĚMEC, D. (1991): Regional typization of the iron skarns of the Bohemian – Moravian heights. – Acta Mus.Moraviae, Sci. nat., 76, 51–82.

PERTOLDOVÁ, J., TÝCOVÁ, P., VERNER, K., KOŠULIČOVÁ, M., PERTOLD, Z., KOŠLE, J., KONOPÁSEK, J., PUDILOVÁ, M.(2009): Metamorphic history of skarns, origin of their protolith and implications for genetic interpretation:an example from three units of the Bohemian Massif. – J. Geosci., 54: 101–134.

RAVNA, K. (2000): The garnet-clinopyroxene Fe-Mg geothermometer: an updated calibration. – J. Metamorph.Geol., 2, 211–219.

RUTTSTEIN, M. S. (1971): Re-examination of the wollastonite-hedenbergite (CaSiO3-CaFeSi2O6) equilibria. –Amer. Mineral., 56, 2040–2052.

26

SHIMAZAKI, H. (1980): Characteristics of skarn deposit and related acid magmatism in Japan. – Econ. Geol., 75,2, 173–183.

SHIMAZAKI, H., YAMANAKA, T. (1973): Iron wollastonite from skarns and its stability relations in the CaSiO3-CaFeSi2O6join. – Geochem. J., 7, 67–79.

SATO K. (1980): Tungsten Skarn Deposit of the Fujigatani Mine, Southwest Japan. – Econ. Geol., 75, 1066–1082.SUESS, F. E., (1906): Erläuterungen zur geologischen Karte Trebitsch–Kromau. – Geolog. Reichsanst. Wien, 72 p.ŠREIN, V., ŠŤASTNÝ, M., ŠREINOVÁ, B., LANGROVÁ, A., LITOCHLEB, J., HOUZAR, S. (1999): Nové výsledky ve

výzkumu skarnů Českého masivu. – Bull. mineral.-petrolog. Odd. Nár. Muz. (Praha), 7, 221–224.TILLEY, C. E. (1948) On iron-wollastonites in contact-skarns: an example from Skye. Amer. Mineralogist, 33,

736–738.YAMANAKA, T., SADANAGA, R., TAKÉUCHI, Y. (1977): Structural variation in the ferrobustamite solis solution. –

Amer. Mineralogist, 62, 1216–1224.

27

ISSN 1211–8796 Acta Mus. Moraviae, Sci. geol.CIII (2018): 1, 29–42, 2018

BIOTITIC GABBRO ENCLAVE WITH HERCYNITEIN DURBACHITIC ROCK OF TŘEBÍČ PLUTON IN AREA

OF POSITIVE GRAVITY ANOMALY

ENKLÁVA BIOTITICKÉHO GABRA S HERCYNITEM V DURBACHITICKÉ HORNINĚTŘEBÍČSKÉHO PLUTONU V OBLASTI POZITIVNÍ TÍHOVÉ ANOMÁLIE

NINA JURANOVÁ

Abstract

Juranová, N., 2018: Biotitic gabbro enclave with hercynite in durbachitic rock of Třebíč Pluton in area ofpositive gravity anomaly. – Acta Mus. Morav., Sci. Geol., 103, 1, 29–42.

Biotitic gabbro enclave with hercynite in durbachitic rock of Třebíč Pluton in area of positive gravity ano -maly

A positive gravity anomaly situated in the northern termination of Třebíč Pluton led to a surface survey andmapping in the area near Zhoř. The non-porphyritic biotite-bearing quartz monzonite prevail in this area.These rocks differ from the typical durbachitic rock of the Třebíč and the Jihlava Pluton by a non-porphyricstructure, more felsic character and a whole-rock chemical composition (lower content of MgO (2.14 wt. %),Fe2O3 (3.58 wt. %), MnO (0.06 wt. %) and TiO2 (0.59 wt. %)). A small irregular enclave of hercynite -biotite bearing gabbro was found in this rock. Such enclave has not been described in durbachitic rocksfrom Třebič Pluton yet. It differs from other enclaves in the durbachites in the Třebíč Pluton due to itsmineral association (biotite + plagioclase + hercynite Hc63Gh18 Sp17Mt1–2. + pyrrhotite + sericite +accessory K-feldspar). Based on the mineral association and the comparison to enclaves with similar com -position, the following PT condition of the assimilation and melting process can be assumed: temperatureshigher than 800 °C and pressures close to 2 kbar. Furthermore, the studied enclave with a hercynite fromthe Třebíč Pluton could represent the first evidence of a HT event in the Třebíč Pluton. The presence ofthe gabbroid enclave and the positive gravity anomaly in the studied area might indicate differences in thesurface and deeper subsurface structure the examined area. It suggests that a body of gabbroid rock couldappears in a deeper part of the area.

Key words: Třebíč Pluton, gabbroid enclave, hercynite, gravity anomaly, durbachite

Nina Juranová, Department of Geology, Faculty of Science, Masaryk University, Kotlářská 267/2, 611 37 Brno,Czech Republic, e-mail: ninajuranova@gmail.com

INTRODUCTION

Enclaves and xenolites in durbachitic rocks of the Bohemian Massif were describedby HOLUB (1976), BAžANTOVÁ (2016), KOTKOVÁ et al. (2009). There are many characteri-zed enclaves and xenolits from the Třebíč Pluton (TP) but none of these have a similar mi-neral composition to the enclave described in this paper. Most of the enclaves describedby HOLUB (1976) have ellipsoidal to angular shape and they vary in size from a few centi-metres to several metres. The most widespread mineral association of the enclaves is:K-feldspar + plagioclase/andesine/quartz + actinolitic amphibol + Mg-rich biotite + acces-sory apatite.

29

In the majority of cases, the enclaves contain more mafic minerals than the surroun-ding rocks. The enclaves mostly correspond to quartz syenite, syenite, alkali feldspar syeni-te, monzonite, quartz monzonite and granite. They are generally finer-grained than theirhost rocks. The whole rock chemical composition of the enclaves shows lower contentSiO2, to a lesser extent in Al2O3 and Na2O, but higher concentration of FeO, MgO, CaO,P2O5. Furthermore, increased amounts of trace elements as Ba, Sr, Cr, Ni, V and Co werefound in the enclaves. The Mg/Fe and K/Na ratios are considerably higher in the enclavesthan in the host rock. The existence of two size categories of biotite flakes and a tendencyto an euhedral automorphic form of the largest ones is very frequent. Similarly, BAžANTO-VÁ (2016) characterized numerous mafic microgranular enclaves in durbachites from theTP which are rich in MgO and FeO but are poor in SiO2 and Al2O3. They mainly containamphibole, biotite, pyroxene, K-feldspar and quartz. Accessory minerals in these enclavesare zircon and apatite. KOTKOVÁ et al. (2009) described medium-grained dark-grey quartzalkali-feldspare melasyenite, which is finer grained then the host melagranite. Main mine-rals are amphibole, which make up about 50% of the rock, plagioclase, K-feldspare and bio-tite.

A presence of enclaves similar to the hercynite-bearing enclave from the TP was foundand described in post-tectonic granitoids of the Cantabrian and in the eastern part of theWest Asturian Leonese zones by SUAREZ (1992). These enclaves are made up mainly ofgabbro- diorites and granodiorites. The mineral association is mostly hercynite / Mg-spi-nel + plagioclase + corundum + sillimanite / biotite + muscovite (sericite) + magnetite.

GEOLOGICAL SETTING

Třebíč Pluton and durbachitic rock Occurrences of durbachitic bodies are characteristic for the Moldanubian Zone of

the European Variscan belt (FINGER et al. 1997, SCHULMANN et al. 2008, HOLUB 1997).The Variscan Třebíč durbachite pluton is situated in the eastern part of the MoldanubianZone. The Jihlava durbachite pluton is W of the TP. The Jihlava Pluton (JP) is a bodyelongated in the direction of NNW-SSE. The pluton was intruded into the metamorphicrock. Eastern and southern rims of the pluton are bordered by amphibolites (TONIKA1970). Opx-Cpx-Bt quartz syenite and quartz monzonite up to quartz gabbro are the mosttypical rocks of the JP (KOTKOVÁ et al. 2009, SUCHÁNKOVÁ 2006, LEICHMANN and ŠVAN-CARA 2005, VERNER et al. 2006). TP and JP are accompanied by several smaller bodies:Drahonín, Nové Město na Moravě and other small occurrences NW of the TP. Smallerbodies near Věžnice and Kamenice (shoshonitic to ultrapotassic melamonzonite to gabbro)are located between the JP and the TP (LEICHMANN et al. 2016, LEICHMANN and ŠVANCA-RA 2005).

BUBENÍČEK (1968) defined the TP as an ethmolith, which is in contact with the Mol-danubian host rock in the E (Gföhl gneisses and migmatitic gneiss) and with the Moravi-cum in the NE. Host rocks xenolits of amphibolite and migmatitic gneiss are common par-ticularly in a marginal part of the pluton (STÁRKOVÁ et al. 1993) (Fig.1). LEICHMANN et al.(2016) confirm the flat, tabular shape of the intrusion.

30

The TP consists mainly of porphyritic biotite and amphibole-biotite bearing melagra-nite to melasyenite that belong to durbachitic rocks series. (KOTKOVÁ et al. 2009). Rocks ofthe durbachite series correspond to the original rock type described by SAUER (1893) in theBlack Forest. Durbachitic rocks in Europe were also described in the Vosges (France) andin the Bohemian Massif: Čertovo břemeno Massif, Tábor Massif, Želnava Massif, Netoli-ce Massif, Rastenberg Massif, TP and JP (HOLUB 1997). The durbachitic rock has a speci-fic whole rock chemical composition. They are rich in Mg, Cr and Ni however, it containslarge amounts of LIL elements (K, Rb, Ba) and radioactive elements (U, Th) as well. It hasa high ratio of Mg/Fe and K/Na (HOLUB 1997, FIALA et al. 1983). It is assumed that theserocks were created by mixing of an ultrapotassic mantle magma with an acidic crustal mag-ma (HOLUB 1997, KOTKOVÁ et al. 2009). BOWES and KOŠLER (1993) propose that the pet-

31

Fig. 1. Geology of Třebíč Pluton,exami ned location (red point)(FIN GER et al. 1997).

Obr. 1. Geologická situace tře bíč ské -ho plutonu s vyznačenou lo -kalitou (červený bod) (FIN-GER et al. 1997).

Fig. 2. Position of Třebíč Pluton in Bohemian Massif. Obr. 2. Pozice třebíčského plutonu v Českém masivu.

rographic features of durbachitic rocks are associated with a process of fractional crystal-lization and mixing of magmas. Moreover, the geochemical features indicate multiple sta-ges of magma mixing.

The typical durbachitic rock of TP and JP belongs to ultrapotassic rocks (HOLUB1997, KOTKOVA et al. 2009, ZACHOVALOVÁ 1999, SUCHÁNKOVÁ 2006). The rock can be clas-sified as ultrapotassic if it is composed of K2O˃ Na2O˃2 and of K2O and MgO ˃3 wt. %(FOLEY et al. 1987).

Gravity features and gabbroid rocks near TPThere are several positive gravity anomalies indicated on the map of gravity residual ano-

malies in Figure 3 (LEICHMANN et al. 2016). Two of them are NW of TP (one in the centralpart of JP (+ 6mGal) and a small body near Věžnice (+6mGal)). Leichmann and ŠVANCARA(2005) described rock in these localities that could be characterized as a gabbro-monzogabbro.These localities are also in a thorium minimum field. Another well-marked positive gravity ano-maly is S of the Třebíč fault (+2.75 mGal). BAžANTOVÁ (2016) described durbachite rock in thisarea that contains numerous mafic enclaves. This area is in a modest positive Th anomaly.

The examined locality is situated in the northern part of the TP in an area distinctwith both a strong positive gravity anomaly and a positive Th anomaly (Fig. 3). These fea-tures constituted the primary cause for a survey in the area.

MethodsMajor and trace elements contents in the host rock were determined by ICP-ES and

IPS-MS in Acme Analytical Labs, Canada. The electron-microprobe analyses were conduc-ted on CAMECA SX 100 instrument at the Joint Laboratory of Electron Microscopy andMicroanalysis, Institute of Geological Sciences, Masaryk University, Brno and CzechGeolo gical Survey, Prague, by Mgr. R. Škoda, PhD. Accelerating potential was 15 kV for all

32

Fig. 3. Gravity residual map (LEICHMANN et al. 2016) (a) and Thorium anomaly map (LEICHMANN et al. 2016)(b), examined location (purple arrow).

Obr. 3. Mapa gravitačních reziduálních anomálií (a) a mapa thoriové anomálie (b), (LEICHMANN et al. 2016),zkoumaná lokalita vyznačena fialovým bodem a šipkou.

a b

elements, spot diameter 2–5 μm, beam current 10–20 nA. Biotite, spinelide, plagioclase,K-feldspar, zircon and monazite were analysed on the electron-microprobe. Raw data werecalculated in the program Formula. The composition of monazite and associated rhabdopha-ne were investigated using a combination of quantitative electron microprobe (EMP)analyses and X-ray element mapping, by Mgr. R. Škoda. The operating conditions includedan accelerating voltage of 15 kV, a beam current of 160 nA for monazite and 20 nA forrhabdophane, and a beam diameter of 2 μm for monazite and 5 μm for rhabdophane.Uranium was determined on the U Mβ line (counting time 60 s, detection limit 270 ppm),Th on the Th Mα line (counting time 40 s, detection limit 250 ppm) and Pb on the Pb Mαline (counting time 240 s, detection limit 130 ppm. Data were reduced using the PAP matrixcorrection routine (POUCHOU and PICHOIR, 1985). The monazite age was calculated usingthe method of MONTEL et al. (1996).

RESULTS

Host rock of the enclave The host rock of the enclave found in the NW part of the TP near Zhoř varies from

other durbachitic rocks in the TP (ZACHOVALOVÁ 1999, BUBENÍČEK 1967, HOLUB 1997).The rock colour is light grey and the texture is non-porphyric (Fig. 4). Mineral composi-tion is K-feldspar + plagioclase + biotite + quartz.

The content of K-feldspar is 39 %, the grains have an anhedral shape and are up to3 mm in size. There are two types of K-feldspars: perthitic K-feldspar (Fig. 5 e), f)) and zonalK-feldspar (Fig. 5 c), d)). Carlsbad twinning occurs often (Fig. 5 a), b)). Plagioclase occursup to 3 mm in size and comprises 36 %. It appears either separately or as an inclusion inK-feldspar. The mafic component of the host rock is represented by biotite. Modal abun-dance of biotite is 15 %. Biotite is present either separately or as an inclusion in K-feldspar.The subhedral grains are up to 4 mm large and have the shape of flakes. The pleochroichalos around the zircon are common (Fig. 5, g), h)). Apatite and zircon are the most com-mon accessory minerals. Apatite’s size reaches up to 0.1 mm and it occurs as an inclusionin K-feldspar and biotite. Zircon’s size reaches up to 0.2 mm and it occurs as an inclusionin biotite. Grains of monazite can also be found in the host rock. They are present as aninclusion in K-feldspar and their size is up to 0.1–0.2 mm.

33

Fig. 4. Sample of the host rock. Obr. 4. Vzorek okolní horniny.

34

Obr. 5. Thin sections of the host rock, left column PPL right column XPL, a), b) – Carlsbad twinning, c), d) –zonal K-feldspar, e), f) – perthitic K-feldspar, g), h) pleochroic halos in biotites.

Fig. 5. Výbrusy z okolní horniny. Vlevo PPL Vpravo XPL, a), b) karlovarský srůst živce; c), d) zonální K-živec;e), f) perthitický K-živec; g), h) pleochroické dvůrky v biotitu.

a) b)

c) d)

e) f)

g) h)

The host rock chemistry differs from the typical durbachitic rock of TP and JP(KOTKOVA et al. 2009) (Tab. 1). The whole rock analysis show that the host rock is richerin SiO2 (66.16 wt. %), Al2O3 (15.4 wt. %) and Na2O (2.57 wt. %) as opposed to otherrocks from TP or JP. The host rock is relatively poor in K2O in comparison to the dur-bachitic rock from TP or JP. The host rock has a lower content of MgO (2.14 wt. %),Fe2O3 (3.58 wt. %), MnO (0.06 wt. %) and TiO2 (0.59 wt. %) than the durbachitic rockform TP and JP. Moreover, the content of Rb (215 ppm), Sr (261 ppm) and Ba (957 ppm)is lower than in the samples from TP or JP. The lower concentrations of Ta (1.2 ppm),Y (20.3 ppm) and U (4.7 ppm) are characterised for the host rock as well as for the sam-pled from JP. There is a similar concentration of Th (20.2 ppm) in all samples. The K/Rbratio (220) is higher than in the rocks from JP and TP. There is a smaller amount of ra-re earth elements in the host rock. The concentration of REE is lower, when comparedwith TP and JP. The examined rock can be characterized as a quartz monzonite in TASdiagram (Fig. 6). Similarly to other durbachitic rock the host rock are rich in (Th, U).The quartz monzonite cannot be classified as ultrapotassic rock, because of lower con-tent of K and Mg.

35

Obr. 6 a, b. Comparison of typical durbachitic rock from Třebíč Pluton (red point), Jihlava Pluton (blue point),mafic enclave from Třebíč Pluton (green point) (KOTKOVÁ et al. 2009) with a quartz monzonite (hostrock of gabbroid enclave) (black point).

Fig. 6 a, b. Srovnání typického durbachitu z třebíčského plutonu (červený bod), jihlavského plutonu (modrýbod), mafické enklávy z třebíčského plutonu (zelený bod) (KOTKOVÁ et al. 2009) s křemenným mon-zonitem (hostitelskou horninou gabroidní enklávy) (černý bod).

a b

36

Table 1. Whole rock chemical composition of typical durbachitic rock from Tře bíčPluton, Jihlava Pluton, mafic enclave from Tře bíč Pluton (KOTKO VÁ et al.2009) and quartz monzonite.

Tabulka 1. Chemické složení typických durbachitů z třebíčského a jihlavské ho plu -tonu, mafické enklávy z třebíčského plutonu (KOTKOVÁ et al. 2009) a kře -menného monzonitu.

Mineral chemistryThe chemical composition of each mineral from the host rock differs from the mine-

rals of the enclave. Plagioclase of the host rock contains less Na2O than the plagioclase ofthe enclave (Fig. 7). Some of the K-feldspar is strongly perthitic (Fig. 5 G) and has higherquantities of Na2O3 (0.6–1.4 wt. %) and BaO (0.4–1.3 wt. %). Biotites from the host rockhave a consistent chemical composition. The Mg concentration is 0.50–0.54 and the con-tent of IVAl is 1.34–1.38 apfu. The content of solid solution components annite and phlo-gopite is similar (Fig. 8).

37

Fig. 7. Chemical composition of plagioclase fromthe enclave and the host rock.

Obr. 7. Chemické složení plagioklasu z enklá vya okol ní horniny.

Fig. 8. Chemical composition of biotite from the enclave and the host rock. Obr. 8. Chemické složení biotitu z enklávy a okolní horniny.

Hercynite-bearing enclave petrographyAlthough abundant occurrence of various cognate inclusions is typical for durbachi-

tic rocks (HOLUB 1977), a hercynite-bearing enclave has not yet been discovered in rocksof the durbachite series.

This enclave has diffuse contact with its surroundings host rock (Fig. 9, 10). The mi-neral association of the enclave is as follows:biotite + plagioclase + hercynite + pyrrhotite + accessory K-feldspar + secondary sericite

The enclave is richer in mafites than the surrounding quartz monzonite. Biotites (modal abundance 48 %) found in the enclave exhibit a form of red-brownish

flakes up to 0.6 mm long. There are inclusions of zircon in some biotite grains that havesubhedral to form and are max. 0.2 mm long.

Hercynites’ dark green grains (modal abundance 7 %) are substantially affected by analteration and have a subhedral form and are up to 0.5 mm in size. Most of the hercynites’grains have been partially altered into sericite.

Pyrrhotites (modal abundance 3 %) represent ore minerals in the enclave. They havea subhedral form and their grains can be up to 0.3 mm long. Major part of the plagioclase(modal abundance 41 %) in the enclave have been altered and replaced by sericite. The acces-sory minerals (modal abundance 1 %) in the enclave are zircon, monazite, K-feldspar andapatites. Apatites can occur as enclaves in biotite or separately. Based on the modal abun-dance of the minerals the enclave could be classified as a biotite bearing gabbro.

Mineral chemistry of hercynite -bearing enclave The chemical composition of biotites in the hercynite -bearing enclave is uniform. The

Mg/(Mg+ Fe) ratio in biotites from the enclave and the host quartz monzonite rock(0.48–0.51) are largely consistent. Biotites of the enclave are different from the biotites ofthe host rock as they are significantly more aluminous (Fig. 8).

Analysed hercynite are essentially solid solutions of hercynite, spinel, and gahnitewith minor magnetite. Cr and V are present in trace quantities. The composition range isHc63Gh18 Sp17Mt1–2.

Plagioclase shows relatively low compositional variation; from An79 to An84. They aremuch more An-rich then the plagioclase in the host rock (Ab62–Ab80) (Fig. 7).

38

Fig. 9. Dark enclave in quartz monzonite from TP. Obr. 9. Tmavá enkláva v křemenném monzonitu z TP.

The chemical composition of the accessory mineral monazite was analysed. The con-tent of each chemical element from monazite in the enclave is similar to the content of che-mical elements from the monazite in the host rock. The content of ThO2 in monazite fromthe enclave is similarly high (8–10 wt. %) to the content in monazite from the host rock(9–11 wt. %). There is low concentration of UO2 (0.7–1 wt. %) in all monazites. The con-tent of Ce2O3 (25–28 wt. %) prevails over the content of La2O3 (13–15 wt. %) in mona-zite-(Ce) from the enclave as well as in monazite-(Ce) from the host rock.

39

Fig. 10. Back scattered electron image – plagioclase, biotite, zircon from enclave (photo R. Škoda). Obr. 10. Plagioklas, biotit a zircon z enklávy (zpětně odražené elektrony), R. Škoda.

Fig. 11. Back scattered electron image – biotite, pyrrhotite, sericite from enclave (photo R. Škoda). Obr. 11. Biotit, pyrhotin a sericit z enklávy (zpětně odražené elektrony), R. Škoda.

Monazite U-Pb datingMonazites-(Ce) from the enclave yielded a chemical age of 331.2 +– 6.8 Ma. A radio-

metric age of the JP crystallization (U-Pb zircon, TIMS 335.2 +– 0.5 Ma, KOTKOVÁ et al.2003) and a radiometric age of the TP crystallization (U-Pb zircon, TIMS 334.8 +– 3.2 Ma,KOTKOVÁ et al. 2003) is close to the chemical age of the monazite-(Ce) from the enclave.Furthermore, a monazite age of the gabbro-monzogabbro in JP 335.8 +–6.9 Ma (LEICH-MANN and ŠVANCARA 2005) corresponds to the chemical U-Pb age of the monazite-(Ce).

DISCUSSION

Enclave petrogenesisThe gabbroic enclave with hercynite has not yet been described in the durbachitic

rocks of the TP. Enclaves from the TP described by HOLUB (1976) and BAžANTOVÁ (2016)have a different mineral composition and they lack hercynite.

Enclaves with similar features were described by SUAREZ (1992). Most of these encla-ves have similar mineral composition (hercynite or Mg-spinel, plagioclase, muscovite, bio-tite) to the enclave from TP. Moreover, the chemical composition of the minerals is simi-lar. The plagioclases are mostly An-rich and the biotites are more aluminous than thebiotites from the host rock. The difference is in the chemical composition of spinelids. Her-cynite from TP have higher gahnite content and lower spinel content than the enclave desc-ribed by SUAREZ (1992).

SUAREZ (1992) states that all spinelid enclaves could be interpreted as restitic phasesafter higher stages of partial melting. This explains the absence of quartz in enclaves alre-ady incorporated into a melt. The absence of cordierite and garnet indicates high tempera-ture conditions and it implies that spinel forming reactions have taken place in intermedia-te pressure. According to SUAREZ (1992), it is reasonable to assume that the assimilationand melting processes which created their restitic enclaves might have occurred at tempe-ratures higher than 800 °C and pressures higher than 2 kbar.

The hercynite and An-plagioclase in the enclave from TP could have formed throughthe following reaction:biotite + plagioclase Ca-Na → hercynite + An-rich plagioclase + melt (quartz, K-feldspar,Na- plagioclase and water in the melt).

This prograde reaction could not be observed in the thin section due to very commonyounger retrograde LT reaction- seritization. On the other hand, with respect to reactionsdescribed in SUAREZ (1992), the prograde reaction in the enclave from the TP could be thefirst evidence of the HT event in the Třebíč Pluton.

Evidence on the HT event was found in nearby JP. SUCHÁNKOVÁ (2016) described thefollowing HT mineral association in JP:orthopyroxene + K-feldspar + An- rich plagioclase.

FURTHERMORE, LEICHMANN et al. (2007) described the HT mineral association in thegarnet-sillimanite- cordierite kinzigite from Petrovice in the JP. This mineral assemblageconsists of garnet, silimanite I, relics of cordierite, hercynite, rutile I, ilmenite and quartz,retrograde minerals- cordierite II, sillimanite II and Ti- rich biotite, K-feldspar, quartz andplagioclase. According to LEICHMANN et al. (2007), the relic assemblages – cordierit + her-cynite and hercynite + quartz may suggest peak metamorphism conditions at T ~ 900 °Cand P ~ 5–7 kbar.

Geophysical context Biotite bearing gabbroid enclave with hercynite that was found in quartz monzogab-

bro in TP occurs in the area of positive gravity anomaly (LEICHMANN et al. 2016). Alt-hough, the rock exposed at the surface are more felsic than typical durbachites characteri-sed by neutral gravity field. It is therefore probable, that the surface geology differs from

40

the deeper subsurface structures. The presence of the gabbroid rocks at the depth couldcause this positive gravity anomaly. This presumption is affirmed by the evidence of otherbodies of gabbroid rocks nearby. One of them is in the central part of the JP, another isa gabbroid body NE of TP. These were described by LEICHMANN and ŠVANCARA (2005),ŠTĚPÁNEK (1930) and are demonstrated by a well-marked gradient on the maps (LEICH-MANN et al. 2016). A gravity gradient in the studied area (Fig. 3a) is not so strong, thus thedenser rock could be located deeper under the surface. Nevertheless, it is probable that itcan be wide-spread at the depth.

CONCLUSIONS

1. The mineral composition of the enclave is:biotite + plagioclase + hercynite + pyrhotine + sericite + accessory K-feldspar. A similar enclave has not yet been described in a rock of durbachitic series.

2. Similar kinds of enclaves were discovered and described by SUAREZ (1992), who similarlyassumed the PT condition of the assimilation and melting process at temperatures higherthan 800 °C and pressures higher than 2 kbar. A high temperature event was identified inJP (SUCHÁNKOVÁ 2016, LEICHMANN et al. 2007) but not in the TP yet. The studied encla-ve with hercynite from the TP could represent the first evidence of the HT event in the TP.

3. The presence of the gabbroid enclave and positive gravity anomaly in the studied arearefer to a different rock composition of the surface and deeper parts. It could suggestthat a body of gabbroid rock could be found in a deeper part of the area.

4. The quartz monzonite host rock is different from the typical durbachitic rock of the TPand the JP mainly by the non-porphyric structure and the chemical composition. Thehost rock has a lower concentration of MgO (2.14 wt. %), Fe2O3 (3.58 wt. %), MnO(0.06 wt. %) and TiO2 (0.59 wt. %).

ACKNOWLEDGEMENTS

I greatly appreciate the discussions, help and advice from doc. RNDr. Jaromír Leich-mann, Dr. (Masaryk University). I also thank doc. Mgr. Radek Škoda, Ph.D. (MasarykUniversity) for monazite dating.

REFERENCES

BAžANTOVÁ, H. (2016): Petrologická interpretace geofyzikálně identifikovatelných nehomogenit třebíčskéhoplutonu. – MS, Diplomová práce, Přírodovědecká fakulta Masarykovy univerzity. Brno.

BOWES, D. R., KOŠLER, J. (1993): Geochemical Comparison of the Subvolcanic Appinite Suite of the BritishCaledonides and the Durbachite Suite of the Central European Hercynides: Evidence for AssociatedShoschonitic and Granitic Magmatism. – Mineralogy and Petrology, 48, 47–63.

BUBENÍČEK, J. (1968): Geologický a petrografický vývoj třebíčského masívu. – Sborník geologických věd, Geologie,13, 133–164. Praha.

FINGER, F., ROBERTS, M., HAUNSCHMID, B., SCHERMAIER, A., STEYRER, H. P. (1997): Variscan granitoids of centralEurope: their typology, potential sources and tectonothermal relations. – Mineralogy and Petrology, 61, 67–96.

FIALA, J., VAŇKOVÁ V., WENZLOVÁ, M. (1983): Radioactivity of selected durbachites and syenites of the Bohemianmassif. – Časopis pro mineralogii a geologii, 28 (1), 1–16.

FOLEY, S. F., VENTURELLI, G., GREEN, D. H., TOSCANI, L. (1987): The ultrapotassic rocks: characteristic,classification, and constrains for petrogenetic models. – Earth Science Review, 24, 81–134.

HOLUB, F. V. (1997): Ultradraselné plutonity durbachitové série v Českém masívu: petrologie, geochemie a petro -genetická interpretace. – Sborník geologických věd, Ložisková mineralogie, 31, 5–26. Praha.

JANOUŠEK, V., HOLUB, F. V. (2007): The casual link between HP-HT metamorphism and ultrapottassic magmatism incollisional orogens: case study from Moldanubian Zone of the Bohemian Massif. – Proc Geol Assoc, 118. 75–86.

41

KOTKOVÁ, J., SCHALTEGGER, U., LEICHMANN, J. (2003): 338 to 335 Ma old intrusions in the Bohemian Massif:a relic of the orogen-wide durbachitic magmatism in European Variscides. – Journal of the Czech GeologicalSociety, 48, 1/2, 80–81.

KOTKOVÁ, J., SCHALTEGGER, U., LEICHMANN, J. (2009): Two types of ultrapotassic rocks in the Bohemian Massif –Coeval Intrusions at Different Crustal Levels. – Lithos, 115, 163–176.

LEICHMANN, J., ŠVANCARA, J. (2005): Schoschonitická až ultrapotasická gabra jihlavského masivu. – 2. sjezdČeské geologické společnosti, Slavonice 19.–22. října 2005, 151–155.

LEICHMANN J., NOVÁK, M., BURIÁNEK, D., BURGER, D. (2007): High-temperature to ultrahigh-temperaturemetamorphism related to multiple ultrapotassic intrusion: evidence from garnet-sillimanite-cordierite kinzigiteand garnet-orthopyroxene migmatites in the eastern part of the Moldanubian Zone (Bohemian Massif). –Geologica Carpathica, 58 (5), 415–425.

LEICHMANN, J., GNOJEK, I., NOVÁK, M., SEDLÁK, J., HOUZAR, S. (2016): Durbachites from the EasternMoldanubicum (Bohemian Massif): erosional relics of large, flat tabular intrusions of ultrapotassic melts –geophysical and petrological record. – International Journal of Earth Sciences, 106, 1, 59–77.

MONTEL, J.M., FORET, S., VESCHAMBRE, M., NICOLLET, C., PROVOST, A. (1996): Electron microprobe dating ofmonazite. – Chemical Geology 131, 37–53.

POUCHOU, J. L., PICHOIR, F. (1985): PAP procedure for improved quantitative microanalysis. – Microbeam Ana -lysis, 20, 104–105.

SAUER, A. (1893): Der Granitit von Durbach in nordlichen Schwarzwald und seine Grenzfacies von Glim mer -syenit (Durbachit). – Mitteilung der Badischen geologischen Landesanstalt, 2, 233–276.

SCHULMANN, K., LEXA, O., ŠTÍPANSKÁ, P., RACEK, P., TAJČMANOVÁ L., KONOPÁSEK J., EDEL J. B., PESCHLER, A.,LEHMNANN, J. (2008): Vertical extrusion and horizontal channel flow of orogenic lower crust: key exhumationmechanism in large hot orogens. – Journal of Metamorphic Geology, 26, 273–297.

SUCHÁNKOVÁ, J. (2006): CL studium alterace v granitech. – MS, Diplomová práce, ÚGV, Přírodovědecká fakultaMasarykovy Univerzity, Brno

TONIKA, J. (1970): Geologie a petrologie jihlavského masivu. – Sborník geologických věd, Geologie, 17, 105–119.VERNER, K., ŽÁK, J., F. HROUDA, HOLUB, F. V. (2006): Magma emplacement during exhumation of the lower- to

mid-crustal orogenic root: The Jihlava syenitoid pluton, Moldanubian Unit, Bohemian Massif. – Journal ofStructural Geology, 26, 1553–1567.

ZACHOVALOVÁ, K., LEICHMANN, J., ŠTELCL, J. (1999): Petrology, geochemistry and radioactivity of durbachitesfrom Třebíč Massif along the Třebíč Fault. – Acta Musei Moraviae. Scientiae geologicae, 84, 71–88 (in Czech).

42

ISSN 1211–8796 Acta Mus. Moraviae, Sci. geol.CIII (2018): 1, 43–58, 2018

MINERALOGIE OCELLÁRNÍCH KŘEMENNÝCH MONZODIORITŮŽULOVSKÉHO PLUTONU

MINERALOGY OF OCELLAR QUARTZ MONZODIORITES OF THE ŽULOVÁ PLUTON

JIŘÍ ZIMÁK

Abstract

Zimák, J., 2017: Mineralogie ocellárních křemenných monzodioritů žulovského plutonu. – Acta Mus.Morav., Sci. Geol., 103, 1, 43–58 (with English summary).

Mineralogy of ocellar quartz monzodiorites of the Žulová Pluton

Two main rock types can be distinguished in the Variscan Žulová Pluton at the NE margin of the BohemianMassif: 1) biotite granites (dominate), and 2) biotite or amphibole-biotite granodiorites. Small dioritoideand gabbroide bodies occur along the margin of the pluton. The aim of the paper is petrographical andmineralogical description of quartz monzodiorite with a macroscopically well-developed ocellar texturefrom four localities at the SE margin of the Žulová Pluton. Quartz monzodiorite with titanite-centered lightocelli consist of plagioclase, K-feldspar, quartz, biotite and amphibole as major phases. Leucocratic ocelliessentially contain feldspars and quartz, minor biotite and amphibole is present. Anhedral titanite crystalalways occurs at the core of the ocellus. The compositions of plagioclase, biotite and amphibole occurringin the ocelli and in the matrix outside the ocelli are identical in terms of major element values. Theplagioclase compositions plot in the field of oligoclase and andesine (An24–46). Biotite can be classified asannite. Amphiboles correspond from ferrohornblende to ferrohornblende/magnesiohornblende. Minoraccessory minerals include apatite, ilmenite, allanite-(Ce), and zircon, as well as pyrrhotite and molybde -nite. Alteration minerals include clay minerals, white mica (sericite), chlorite (clinochlore), and epidote.The studied rocks can be regarded as typical hybrid rocks. Generally, the titanite-centered ocellar texture isa rarely observed texture from magma mixing and mingling zones (e.g., GOGOI et al. 2017).

Key words: Žulová Pluton, quartz monzodiorite, titanite-centered ocellar texture, mingling, amphibole, bio -tite, allanite

Jiří Zimák: Department of Geology, Faculty of Science, Palacký University, 17. listopadu 12, 771 46 Olomouc;e-mail: jiri.zimak@upol.cz

1. ÚVOD

Ocellární struktura představuje výjimečný typ stavby intruzívních hornin. Charakte-ristickým znakem hornin s ocellární strukturou je přítomnost ocelli, tj. kulovitých nebo vej-čitých útvarů o velikosti od několika mm do několika cm (např. WINTER 2001). Nerostnésložení ocelli a vnitřní struktura závisí na procesech jejich formování. Vznik některých ocellimůže souviset s nemísitelností silikátových tavenin rozdílného složení, vytvořených dife -renciačním procesem z původně homogenního magmatu. Jiné mohou představovat výplňpórů (a jde tedy o „mandle“). Další mohou být výsledkem procesu zvaného „magma min-gling“ (český termín dosud neexistuje), kdy dochází k nedokonalému mechanickému smí-sení dvou látkově odlišných magmat, přičemž jedna z těchto tavenin vytvoří drobné útvary(„velké kapky“) v té druhé. Proto může mít studium ocellárních struktur zásadní význampro poznání magmatických procesů (VEGAS et al. 2011, GOGOI et al. 2017).

43

2. STRUČNÁ PETROGRAFICKÁ CHARAKTERISTIKAŽULOVSKÉHO PLUTONU

Žulovský pluton je tělesem s výraznou převahou granitoidů, v rámci nichž dominujíbiotitické granity (monzogranit převažuje nad syenogranitem), relativně hojné jsou grano-diority, jen sporadicky se vyskytují tonality a alkalicko-živcové granity (např. JEDLIČKA1997, ZACHOVALOVÁ et al. 2002). Lokálně jsou v žulovském plutonu přítomny horniny zeskupiny dioritoidů, ŽÁČKEM et al. (1995, 2003) označované jako amfibol-biotititický kře-menný diorit, podle JEDLIČKY (1997) jde i o monzodiorit a křemenný monzodiorit. Ojedi-něle se v granitoidech a dioritoidech žulovského plutonu vyskytují enklávy gabroidních hor-nin. Pluton místy obsahuje značné množství xenolitů rul v různém stupni migmatitizace,erlanů a mramorů, časté jsou výskyty skarnů.

Mapující geologové byli schopni v prostoru žulovského plutonu rozlišit několik ty-pů granitoidů (viz POUBA et al. 1962, též SVOBODA et al. 1964): Dominantní horninouplutonu je biotitický granit, označovaný jako žulovský granit nebo „hlavní žula“ („Haupt -granit“ německy píšících autorů). Kromě „hlavní žuly“ je v plutonu přítomna i „okra jo-vá žula“ („Rand granit“), pro niž je charakteristická výrazná převaha K-živce nad plagio -klasem (ve Streckeisenově klasifikaci jde o alkalicko-živcový granit až syenogranit).Bazičtější grani toidy jsou podle citovaných autorů zastoupeny biotitickým granodio -ritem, makroskopicky nerozlišitelným od „hlavní žuly“ (poměrem alkalický živec ver-sus plagioklas tato hornina odpovídá granitu až granodioritu ve Streckeisenově klasifi-kaci).

LAURENT et al. (2014) na základě litologie rozlišuje v žulovském plutonu čtyři hlavnítypy hornin: biotitický granit (středně zrnitý, 4–7 obj. % Bt, jde o dominantní horninu plu-tonu), granodiorit typu Starost (jemnozrnný, 7–12 obj. % Bt, vyskytuje se jen v okolí Žu -lové), tmavý granodiorit (jemnozrnný až středně zrnitý, 8–14 obj. % Bt, 4–11 obj. % Hbl,zjištěn podél západního okraje plutonu) a křemenný monzodiorit až monzogabro (tvoříenklá vy v biotitickém granitu).

Tento článek se zabývá křemennými monzodiority s ocellární strukturou, vystupu-jícími při jihovýchodním okraji žulovského plutonu. Jejich ocelli mají střed tvořenýtita nitem, kolem něj je lem složený ze světlých minerálů. Tyto horniny zmiňuje z okra-jové části plutonu již POUBA et al. (1962) a SVOBODA et al. (1964). V citovaných publi-kacích jsou označovány jako křemenné diority skvrnitého vzhledu (s vysokým obsa-hem titanitu). Podle cito vaných autorů není jasné, zda jde o xenolity nebo samostatnéintruze. Mikroskopická charakteristika těchto hornin (stručná, ale velmi kvalitně zpra-covaná) je součástí elektronické přílohy k publikaci LAURENTA et al. (2014), kde lzenajít také údaje o celkovém che mis mu hornin i o složení horninotvorných minerálů.Práce LAURENTA et al. (2014) je zaměřena hlavně na geochronologii žulovského plu -tonu. Na základě výsledků U-Pb zir ko nového datování (LA-ICP-MS) lze intruze ta -venin, z nichž vznikl „hlavní“ granit a křemenný monzodiorit, považovat za syn -chronní (prakticky shodné výsledky 291 ± 5 Ma a 292 ± 4 Ma – viz LAURENT et al.2014).

3. VZORKY A METODY

Během terénních prací prováděných v prostoru žulovského plutonu bylo na čtyřechvýskytech dioritoidních hornin s makroskopicky výraznými světlými skvrnami (ocelli) ode-bráno cca 60 vzorků. Na obr. 1 jsou tyto výskyty označeny písmeny A, B, C a D, v textučlánku jsou pojmenovány podle nejbližších kót: A = Liščí vrch, B = Sokolí vrch, C = Na Ra-dosti, D = Strážný. Na všech čtyřech výskytech jsou dioritoidy hojně přítomny v podoběfragmentů různých rozměrů, včetně mohutných bloků, na Liščím vrchu je dioritoidové tě-leso otevřeno malým stěnovým lomem (již dlouho opuštěným).

44

Ze vzorků reprezentujících všechny čtyři výskyty křemenných monzodioritů s ocelár-ní strukturou byly J. Povolným (PřF MU Brno) a J. Zbirovským (URGA Olomouc) zhoto-veny leštěné výbrusy, které byly vyhodnoceny v procházejícím i odraženém světle za po uži-tí standardního polarizačního mikroskopu.

Chemické složení vybraných minerálů bylo studováno metodou WDX pomocí elektro -nového mikroanalyzátoru Cameca SX100 (analytik P. Gadas, PřF MU Brno). Výsledkyreprezentativních WDX analýz biotitu, chloritu, amfibolů, titanitu a allanitu-(Ce) jsouuvedeny v tab. 1 až 5. V případě amfibolů byly hodnoty apfu vypočteny na bázi 23 ato-mů kyslíku, poměr mezi Fe3+ a Fe2+ byl kalkulován na základě T + C = 13. Podmínky, zanichž byly provedeny WDX analýzy jednotlivých minerálů, může na požádání sdělitautor článku.

Údaje o chemismu horninových vzorků byly získány pomocí XRF analyzátoru DELTA-PREMIUM v laboratořích firmy URGA, s.r.o. se sídlem v Olomouci (použitou metodikupodrobně popisuje ZIMÁK et al. 2016).

45

Obr. 1. Zjednodušené geologické schéma jihovýchodního okraje žu -lovského plutonu. Upraveno na základě mapy ČGÚ v mě -řítku 1 : 50 000 (ŽÁČEK et al. 1995). Tělesa křemennýchmon zodioritů jsou zelená (A = Liščí vrch, B = Sokolí vrch,C = Na Radosti, D = Strážný).

Fig. 1. Simplified geological sketch of the SE margin of the ŽulováPluton. Adopted from Czech Geological Survey map 1 : 50 000(ŽÁČEK et al. 1995). Quartz monzodiorite bodies are green(A = Liščí vrch, B = Sokolí vrch, C = Na Radosti, D = Strážný).

46

Tab. 1. Reprezentativní WDX analýzy biotitu (hm. %, apfu); b.d. = pod mezídetekce.

Tab. 1. Representative WDX analyses of biotite (wt. %, apfu); b.d. = belowdetection.

47

Tab. 3. Reprezentativní WDX analýzy amfibolů (hm. %, apfu); b.d. = podmezí detekce.

Tab. 3. Representative WDX analyses of amphiboles (wt. %, apfu); b.d. =below detection.

Tab. 2. Reprezentativní WDX ana -lýzy chloritu (hm. %, apfu).

Tab. 2. Representative WDX ana ly -ses of chlorite (wt. %, apfu).

48

Tab. 4. Reprezentativní WDX analýzy titanitu (hm. %, apfu); b.d. = podmezí detekce.

Tab. 4. Representative WDX analyses of titanite (wt. %, apfu); b.d. = belowdetection.

4. VÝSLEDKY A DISKUZE

Na všech čtyřech lokalitách mají ocellární křemenné monzodiority stejnou petrogra-fickou povahu, neliší se ani celkovým chemismem nebo složením jednotlivých horninotvor-ných minerálů. Proto jsou v následujícím textu popisovány společně, na případné drobnérozdíly je upozorněno.

4.1 Makroskopická a mikroskopická charakteristika ocellárních horninStudované horniny jsou drobnozrnné, často s přechodem do středně zrnitých, pří -

padně až hrubozrnných variet. Celkově jsou šedé, obsahují výrazně světlejší ocelli šedobí-lé, někdy jemně nažloutlé, případně lehce narůžovělé barvy (obr. 2). Pokud lomná plochaprochází středem ocellu, lze pozorovat, že tato centrální část je nahnědlá (jde o titanit, ma -kroskopicky neidentifikovatelný). V terénu jsou ocelli na navětralých plochách horniny vel-mi nápadné, mírně vystupují nad své okolí (obr. 3). Jejich velikost je obvykle 3 až 8 mm,místy mohou být i výrazně větší (max. 20 mm). Drobnější ocelli jsou často víceméně kulo-

49

Tab. 5. Reprezentativní WDX analýzy allanitu-(Ce) (hm. %, apfu); b.d. = pod mezí detekce.Tab. 5. Representative WDX analyses of allanite-(Ce) (wt. %, apfu); b.d. = below detection.

vité nebo elipsoidální, někdy však lze pozorovat jejich zřetelné protažení v určitém směru,který je rámcově shodný pro většinu ocelli přítomných v horninovém bloku. Tvar většíchocelli je často nepravidelný (někdy až amébovitý); někdy jsou sousední ocelli řetízkovitěpropojeny a mohou splývat i do žilek.

V případě typických drobnozrnných křemenných monzodioritů je podíl ocelli na je-jich složení víceméně stálý (odhadem cca 20–30 obj. %). S rostoucí velikostí zrna se objemocelli v hornině výrazně snižuje. Pokud se v prostoru lokality vyskytují středně zrnité ažhrubozrnné plutonity, ocelli v nich přítomny nejsou (např. Na Radosti a na Liščím vrchu).Tyto hrubozrnnější horniny bez ocelli nebyly studovány – v některých případech je možné,že jde o křemenný monzodiorit, jiné melanokrátnější však mohou složením odpovídat ga -broi dům, další však obsahují značné množství křemene, a lze je proto spíše považovat zagranitoidy (granodiorit nebo snad tonalit). Vztahy mezi uvedenými horninovými typy byloobtížné v terénu hodnotit, vzájemné hranice či přechody zjištěny nebyly, jedině s výjimkouLiščího vrchu, kde typický křemenný monzodiorit s ocelli přechází do hrubozrnnější varie-ty s vyšším obsahem křemene (jde již o relativně tmavý granodiorit), avšak s men ším obje-mem ocelli.

50

Obr. 2. Vzorek křemenného monzodioritu s ocellárnístrukturou z lokality Strážný.

Fig. 2. Hand specimen showing the ocellar texture ofquartz monzodiorite from the locality Strážný.Coin diameter is 2 cm.

Obr. 3. Světlé ocelli vystupující na navětralém povrchukřemenného monzodioritu z lokality Strážný.

Fig. 3. Weathered quartz monzodiorite surface withlight ocelli from the locality Strážný. Coindiame ter is 2 cm.

Typický ocellus je v podstatném množství tvořen vždy čtyřmi minerály: kyselým pla-gioklasem, K-živcem, křemenem a titanitem; ve variabilním množství je přítomen amfibola biotit. V centru ocellu je vždy titanit. Většinou jde o jediné individuum s xenomorfnímomezením (obr. 4 a 5), v mnoha ocelli byly v jejich středu (resp. v centrální části řezu na-příč těmito útvary) zjištěny drobné nahloučené „ostrůvky“ titanitu ve světlých minerálech,pozorovaná struktura připomíná poikilitickou (obr. 6). Tyto „ostrůvky“ titanitu představu-jí seříznuté výběžky jednoho a téhož zrna (v XPL shodně zhášejí). Kyselý plagioklas (bazi-cita byla stanovena WDX analýzami – viz níže), K-živec (často s mřížkováním typickým promikroklin) a křemen tvoří xenomorfní individua o velikosti zpravidla do 1 mm. Vnější ohra-ničení ocelli není ostré, do ocelli zasahují zrna amfibolu a biotitu z jejich okolí; drobnázrna obou minerálů jsou běžně přítomna v křemen-živcových partiích a často jsou v kon-taktu i s titanitem v centru (obr. 4 až 6).

51

Obr. 4. Titanit v centru ocelli v křemennémmon zodioritu z lokality Strážný v BSEobrazu. Šířka snímku je 1,9 mm. Foto:P. Gadas.

Fig. 4. Backscattered electron image of titan-ite-centered ocelli in quartz monzodi-orite from the Strážný locality. Field ofview is 1.9 mm wide. Photo: P. Ga das.

Obr. 5. Hypautomorfní zrno titanitu v cen trál -ní části ocellu. Titanit je lemován svět -lý mi minerály a amfibolem. Matrix jesložena ze světlých minerálů (kyselýpla gioklas převažuje), biotitu a am -fibolu. Lokalita Na Radosti. Vý brusv po larizovaném světle, bez ana ly zá -to ru. Šířka snímku je 1,2 mm.

Fig. 5. Subhedral titanite grain at the core ofthe ocellus. Titanite is rimmed withlight minerals and amphibole. Matrixis composed of light minerals (acidplagioclase dominates), biotite andam phi bole. Na Radosti locality. Thinsection in plane-polarized light, with-out analyzing polarizer. Field of viewis 1.2 mm wide.

Matrix horniny je ve srovnání s ocelli výrazně bohatší na tmavé minerály, zastoupenébiotitem (někdy chloritizovaným) a amfibolem. Biotit (včetně chloritizovaného) zpravidlakvantitativně převažuje, v některých vzorcích z lokality Na Radosti je obsah biotitu a am-fibolu přibližně stejný. V asociaci světlých minerálů převažuje kyselý plagioklas nad dra -selným živcem (ten je někdy jen vedlejší složkou) a křemenem, jehož množství je vždy pod-statné. Na základě modálního složení lze matrix klasifikovat většinou jako křemennýmon zodiorit. V některých horninových vzorcích z lokalit Liščí vrch a Na Radosti je objemkřemene v matrix o něco větší než 20 % z celkového objemu světlých minerálů – jde tedyo granodiorit, případně tonalit.

Matrix horniny má granitickou strukturu. Hypautomorfní zrna plagioklasu mají veli-kost obvykle do 2 mm. Křemen a K-živec (často mřížkovaný) se vyskytují v podobě xeno-morfních zrn, zpravidla menších rozměrů ve srovnání s plagioklasem. Živce jsou často se-ricitizované, v některých vzorcích silně zakalené (kaolinizace?). Biotit a amfibol majípřevážně hypautomorfní omezení (viz obr. 4 a 5), velikost individuí je zpravidla do 0,5 mm,jen v některých vzorcích přesahuje 1,5 mm. Biotit je výrazně pleochroický (světlé nažlout-lý × černohnědý). Podél štěpných trhlin bývá částečně chloritizován. V některých vzorcíchje chloritizace biotitu totální, v agregátech novotvořeného chloritu se běžně objevuje tita-nit v podobě jemných žileček, probíhajících patrně podél štěpných ploch původního bioti-tu a po intergranulárách (obr. 7). Amfibol vykazuje výrazný pleochroismus (bledě zelenýnebo bledě žlutozelený × hnědozelený), jen výjimečně byla pozorována přeměna amfibolupodél štěpných trhlin na epidot (resp. minerál klinozoisit-epidotové řady, ověření WDXanalýzou nebylo možno provést).

Ve studovaných horninách byly zjištěny následující akcesorie: apatit, ilmenit, allanita zirkon (jde o běžné akcesorie), pyrhotin a molybdenit.

Apatit je nejhojnější akcesorií. V podobě převážně jehlicovitých individuí byl zjištěnve všech výbrusech (v horninové matrix, ne v ocelli). Jeho podíl na modálním složení hor-niny lze odhadnout na 1–2 %. V hrubozrnnějších typech hornin s vyšším podílem křeme-ne dosahuje podíl apatitu až 3 obj. %. Jde například dva vzorky z Liščího vrchu, které slo-žením odpovídají spíše granodioritu než křemennému monzodioritu. O vysokém podíluapatitu v obou vzorcích svědčí obsahy 1,43 a 1,75 hm. P2O5, stanovené metodou XRF.

Ilmenit tvoří xenomorfní zrna o velikosti zpravidla do 0,1 mm, méně časté jsou drob-né tabulky či spíše jejich relikty. Běžně dochází k zatlačování ilmenitu titanitem. Na obr. 7jsou v jeho spodní polovině drobná zrna ilmenitu (bílá v BSE), vpravo nahoru od středusnímku je relikt ilmenitové tabulky s lemem titanitu. Poměrně často se ilmenit vyskytujev podobě inkluzí v biotitu (obr. 8).

52

Obr. 6. Ostrůvky titanitu v okrajové zóně ocellusložené hlavně ze živců a amfibolu, lo -kalita Sokolí vrch. Výbrus v po la ri zo -vaném světle, bez analy zá to ru. Šířkasním ku je 1,2 mm.

Fig. 6. Titanite islets in a marginal zone of anocellus composed mainly of feldsparsand hornblende, Sokolí vrch locality.Thin section in plane-polarized light,without analyzing polarizer. Field ofview is 1.2 mm wide.

Allanit je přítomen v podobě xenomorfních až hypautomorfních zrn o velikosti do0,3 mm (obr. 9), zjištěn byl téměř ve všech výbrusech. Je jen slabě postižen metamiktní pře-měnou, způsobující jeho zakalení. V BSE obrazu se tato přeměna projevuje přítomnostítmavších partií, někdy žilkovité povahy.

Ve všech výbrusech přítomný zirkon tvoří nedokonale omezené dlouze sloupcovitékrystaly o velikosti zpravidla do 0,2 mm (obr. 10).

Již zmíněný Fe-sulfid byl zjištěn v podobě xenomorfních zrn o velikosti do 0,5 mm,případně drobných zrnitých agregátů (až 2 mm). Bývá silně postižen limonitizací, většinouje přítomen pouze v reliktech. V odraženém světle vykazuje silnou anizotropii a hnědoubarvu charakteristickou pro pyrhotin. V BSE obrazu lze pozorovat pronikání sekundárníchproduktů podél jednoho systému štěpných trhlin. Ze spektra EDX je zřejmé, že v podstat-ném množství obsahuje pouze Fe a S, a to v atomárním poměru přibližně 1 : 1 (jde o kvali -fi kovaný odhad). Z údajů o chemismu, optických vlastnosti i pozorované štěpnosti je evi-dentní, že jde o pyrhotin. Jeho přítomnost se podařilo prokázat pouze v několika vzorcíchz lokalit Liščí vrch (obr. 8) a Strážný. Na lokalitě Strážný je provázen tabulkami molybde-nitu o velikosti až 0,2 mm.

53

Obr. 7. Zcela chloritizovaný biotit v kře men -ném monzodioritu až granodiorituz lokality Liščí vrch v BSE obrazu. Šíř -ka snímku je 1,3 mm. Foto: P. Gadas.

Fig. 7. Backscattered electron image of total-ly chloritized biotite in quartz monzo-diorite to granodiorite from the Liščívrch locality. Field of view is 1.3 mmwide. Photo: P. Gadas.

Obr. 8. Biotit s uzavřeninami pyrhotinu a il me -nitu a zonální plagioklas v křemennémmonzodioritu až granodioritu z loka li -ty Liščí vrch v BSE obrazu. Šířka sním -ku je 1,8 mm. Foto: P. Gadas.

Fig. 8. Backscattered electron image of bioti -te with pyrrhotite and ilmenite inclu-sions and zoned plagioklase in quartzmonzodiorite to granodiorite fromthe Liš čí vrch locality. Field of view is1.8 mm wide. Photo: P. Gadas.

4.2. Chemismus minerálů ocellárních horninBazicita plagioklasu odpovídá podle výsledků WDX analýz (celkem 18) oligoklasu až

andezinu (An24–46, v průměru An34). Plagioklasy vykazují normální chemickou zonálnost,bazicita jejich jader je mírně vyšší než okrajových partií. To je nejlépe pozorovatelné v BSEobrazu, kdy je jádro o něco světlejší. Největší rozdíl mezi jádrem a okrajem byl zjištěnv živci z lokality Liščí vrch (jde o křemenný monzodiorit/granodiorit), kdy jádro má bazi -citu An46, okraj An24 (obr. 8). V jádrech některých individuí jsou patrně přítomny reliktybazického plagioklasu. BSE obraz to naznačuje, pozorované objekty (světlejší než jejichokolí) jsou však příliš malé na provedení reprezentativní WDX analýzy. Obsah Or-složkyv ana lyzovaných plagioklasech je v rozpětí 0,5–0,9 mol. %.

V draselných živcích bylo WDX analýzami (celkem 5) stanoveno 89–93 mol. % Or,4–9 mol. % Ab a 1–3 mol. % Cn, obsah An je max. 0,2 mol. %.

Výsledky reprezentativních WDX analýz biotitu a chloritu vznikajícího jeho alteracíjsou uvedeny v tab. 1 a 2. Chemismus biotitu odpovídá annitu (obr. 11). WDX analýzy chlo-ritu dokládají, že jde o chlority klinochlor-chamositové řady s převahou chamositové slož-ky; také v klasifikaci MELKY (1962) tyto chlority leží v poli chamositu (2,76–2,89 Si apfu,F/FM = 0,57–0,65, celkem 8 analýz).

54

Obr. 9. Zonální allanit-(Ce) v křemennémmon zodioritu z lokality Sokolí vrchv BSE obrazu. Šířka snímku je 0,3 mm.Foto: P. Gadas.

Fig. 9. Backscattered electron image of zo -ned allanite-(Ce) in quartz monzo -diorite from the Sokolí vrch locality.Field of view is 0.3 mm wide. Photo:P. Gadas.

Obr. 10. Zirkon a biotit v křemenném monzodi-oritu z lokality Strážný v BSE obrazu.Šířka snímku je 1,5 mm. Foto: P. Ga -das.

Fig. 10. Backscattered electron image of zirconand biotite in quartz monzodioritefrom the Strážný locality. Field of viewis 1.5 mm wide. Photo: P. Gadas.

Analyzované amfiboly složením odpovídají ferohornblendu, připadně jsou na rozhra-ní ferohornblend/magneziohornblend (viz výsek klasifikačního diagramu Ca-amfibolů naobr. 12 a data v tab. 3).

Chemismus titanitu byl sledován třinácti WDX analýzami. Ve všech případech šlo o ti -ta nit z centra ocellu. Titanit vznikající přeměnou biotitu nebo na úkor ilmenitu nemohl býtvzhledem k malým rozměrům analyzován. Chemismus titanitu vykazuje poměrně malou va -riabilitu (to je zřejmé i z tab. 4). Jeho hlavními a stálými příměsmi jsou Al (0,05–0,08 apfu),Fe (0,01–0,04 apfu), Nb (0–0,02 apfu) a F (0,02–0,06 apfu).

V ilmenitu byla WDX analýzami zjištěna značná příměs manganu v rozpětí 3,49–5,25 hm. % MnO, což odpovídá 8–12 mol. % pyrofanitové složky. Zajímavá je příměs wolf-ramu (0,05–0,13 hm. % WO3, tj. 0,001 W apfu při přepočtu na 3 atomy kyslíku) a niobu(0,06–0,14 hm. % Nb2O5, tj. 0,001–0,002 Nb apfu). Ve všech analýzách je mírný přebytekTiO2 oproti stechiometrii (1,014–1,036 Ti apfu), patrně jako důsledek slabé rutilizace.

BSE obraz allanitu odhaluje jeho komplikovanou sektorovou zonálnost (viz např.obr. 9). Bodové WDX analýzy byly prováděny vždy na dostatečně velkých, v BSE obrazuco nejsvětlejších partiích, kde bylo možno v excitačním objemu očekávat relativně vysokéobsahy REE (a též bylo zřejmé, že zde nedošlo k hydrataci). Kvantita a poměr vzácnýchzemin v analyzovaných bodech odpovídá allanitu-(Ce), v němž Ce > La > Nd, suma REYje 0,646–0,777 apfu při přepočtu na 12,5 atomu O + F + Cl, výrazně dominantní jsouLREE (tab. 5). Nutno poznamenat, že vzhledem ke způsobu výběru míst pro provedeníWDX analýz jejich výsledky nemohou odpovídat průměrnému složení allanitu ve studova-ných horninách.

4.3. Celkový chemismus ocellárního monzodioritu, srovnání s granitoidy žulovského plutonuVýsledky provedených XRF analýz vzorků ocellárních křemenných monzodioritů jsou

sumarizovány v tab. 6. Poměr SiO2 versus Fe2O3, Al2O3, CaO a K2O je znázorněn naobr. 13. Ocellární křemenné monzodiority ze čtyř studovaných lokalit se svým chemismemnijak neliší (viz obr. 13), nejširší interval obsahů sledovaných složek byl zjištěn v případělokality Na Radosti, což souvisí jak s přítomností přechodných horninových typů, tak i s vy -

55

Obr. 11. Klasifikace biotitu ze studovaných hornin v diagramusiderofyllit – eastonit – annit – flogopit.

Fig. 11. The classification of biotite from studied rocks in thediagram siderophyllite – eastonite – annite – phlogo-pite.

Obr. 12. Amfiboly studovaných hornin v klasifikačním dia-gramu podle LEAKEHO (1978).

Fig. 12. Amphiboles from studie rocks in classificationdiagram by LEAKE (1978).

sokým počtem analyzovaných vzorků (15). Z obsahů SiO2 je zřejmé, že v souboru ocellár-ních křemenných monzodioritů mírně převažují intermediární typy nad bazickými.

Součástí tab. 6 a obr. 13 jsou i údaje o chemismu dominantních typů granitoidníchhornin žulovského plutonu získané shodnou metodou. Soubor „granodiorit“ v tab. 6 a naobr. 13 zahrnuje oba typy granodioritů rozlišované LAURENTEM et al. (2014), nelze však vy-loučit, že některé horniny v tomto souboru odpovídají granitům s relativně vysokým podí-lem tmavých součástek (ve srovnání s typickým „hlavním“ granitem). Souborem „granit“je reprezentován pouze či spíše převážně „hlavní“ granit, vzorky „okrajového“ granitu doněj nebyly vědomě začleněny. Rozlišení obou typů granitů někdy není možné, jednoznač-né kritérium neexistuje. Některé ze vzorků souboru „granit“ proto mohou odpovídat „okra-jovému“ granitu (mohlo by jít o vzorky s vysokými obsahy K2O kolem 6 hm. %).

Rozdílné obsahy některých makrokomponent (SiO2, Fe2O3, CaO a K2O) v křemen-ných monzodioritech, granodioritech a granitech žulovského plutonu (tab. 6, obr. 13) jsouzcela v souladu s rozdíly v jejich modálním složení a jsou zřejmé z již dříve publikovanýchprací (např. LAURENT et al. 2014). Obr. 13 dokládá výraznou pozitivní korelaci mezi SiO2a K2O v celém studovaném spektru hornin a současně negativní korelaci mezi SiO2 a Fe2O3a také mezi SiO2 a CaO.

Relativně vysoký obsah TiO2 v křemenném monzodioritu (tab. 6) souvisí s přítom -ností titanitu v ocelli, i když určitá část titanu v hornině je vázána i na jiné minerály (např.biotit). Zvýšený obsah P2O5 v křemenném monzodioritu (tab. 6) odpovídá relativní hojnos-ti apatitu, jenž je dominantním nositelem fosforu ve všech třech srovnávaných skupináchhornin.

56

Obr. 13. Harkerův diagram pro hlavní typy hornin žulovskéhoplutonu.

Fig. 13. Harker diagram for main rock types of the Žulová Plu-ton.

4.4. Poznámka ke genezi ocellárních křemenných monzodioritůObecně lze konstatovat, že felsické ocelli s centrálním titanitem jsou spíše výjimeč-

ným fenoménem. Autorem patrně prvního popisu ocellární stuktury tohoto typu je A. Lac-roix (jde o publikaci z roku 1900 – viz VEGAS et al. 2011). I když je tato struktura velmisnadno rozpoznatelná již v terénu a současně je geneticky mimořádně zajímavá, je uvádě-na jen z několika plutonů či masivů (např. HIBBART, 1991, 1995, VEGAS et al. 2011, GOGOIet al. 2017). Felsické ocelli s titanitem v centru bývají součástí hybridních hornin zpra -vidla intermediárního složení, někdy jsou vázány jen na úzké zóny (cm – dm mocností),případně jednotlivé ocelli splývají do leukokratních žil s titanitem (např. VEGAS et al. 2011).

V případě křemenných monzodioritů na jv. okraji žulovského plutonu jsou felsickéocelli s titanitem přítomny ve velkých objemech hornin, rozhodně ne jen na úzkých zónách„minglingu“. Splývání ocelli zde není výjimečné, jeho výsledkem jsou však jen drobné fel-sické agregáty nepravidelných tvarů (někdy amébovitých), rozhodně nejde o žilná tělesa.

S přihlednutím k poznatkům uvedeným ve výše citovaných pracích lze ocellární kře-menné monzodiority žulovského plutonu považovat za hybridní horniny vytvořené intruzírelativně horkého bazického magmatu do magmatického krbu vyplněného již krystalizují-cím magmatem granitového složení. GOGOI et al. (2017) předkládá poměrně komplikova-ný model, při němž interakce mezi oběma typy magmat vedou k formování felzické taveni-ny a taveniny složením odpovídající titanitu. Tyto dvě navzájem nemísitelné taveniny sezačleňují do okolní mafické taveniny, s níž jsou nemísitelné. Felsická tavenina a s ní nemí-sitelná titanitová tavenina postupně zabírají volné prostory (vesikuly) po fluidech uni -kajících z mafického systému, a nakonec vytvoří felsické ocelli s titanitem v centru. Je mož-né, že tento genetický model je aplikovatelný na ocellární křemenné monzodiority žu lovskéhoplutonu. O interakci bazického a granitového magmatu lze zde uvažovat, neboť U-Pb zir-konové datování (LAURENT et al. 2014) zcela jednoznačně prokázalo shodné či víceméněshodné stáří intruze „hlavního“ granitu a křemenného monzodioritu s ocellární strukturou.

57

Tab. 6: Chemismus křemenného monzodioritu a hlavních typů hornin žulovského plutonu, XRFanalýza (celkové železo uvedeno jako Fe2O3, n = počet vzorků, x = průměr).

Tab. 6: Chemical composition of quartz monzodiorite and main rock types of the Žulová Plu-ton, XRF analysis (total iron is presented as Fe2O3, n = number of samples, x = average).

5. ZÁVĚR

Křemenné monzodiority z jihovýchodného okraje žulovského plutonu mají jižmakroskopicky velmi výraznou ocellární strukturu. Světlé ocelli jsou tvořeny převážně živcia také křemenem, méně biotitem a amfibolem. V jádru ocellu je vždy přítomen titanit.Okolní zpravidla drobně zrnitá matrix je složena hlavně z kyselého plagioklasu (An24–46),K-živce, křemene, biotitu (annit) a amfibolu (ferohornblend až amfibol na rozhraní fero-hornblend/magneziohornblend). Chemické složení živců, biotitu a amfibolu v ocelli jev zásadě shodné s jejich složením v matrix. Akcesorie reprezentuje hojný apatit, ilmenit,allanit-(Ce) a zirkon, ojediněle je přítomen pyrhotin a molybdenit.

Ocellární křemenné monzodiority vykazují znaky typické pro hybridní horniny. Lzepředpokládat, že jejich vznik souvisí s intruzí bazického magmatu do magmatu granitové-ho složení, mísením a interakcí těchto dvou diametrálně odlišných magmatických tavenin(v souladu s modelem předloženým GOGOI et al. 2017).

LITERATURA

GOGOI, B., SAIKIA, A., AHMAD, M. (2017): Titanite-centered ocellar texture: A petrological tool to unravel themechanism enhancing magma mixing. – Periodico di Mineralogia, 86, 247–276.

HIBBARD, M. J. (1991): Textural anatomy of twelve magma-mixed granitoid systems. In: Didier, J., Barbarin, B.(eds.): Enclaves and granite petrology, 431–444. Elsevier, Amsterdam.

HIBBARD, M. J. (1995): Petrography to petrogenesis. Prentice-Hall, Inc., Englewood Cliffs, New Jersey.JEDLIČKA, J. (1997): Žulovský masiv ve Slezsku – přehled dosavadních znalostí. – Zprávy o geologických výzku -

mech v roce 1996, 121–123. Praha.LAURENT, A., JANOUŠEK, V., MAGNA, T., SCHULMANN, K., MÍKOVÁ, J. (2014): Petrogenesis and geochronology of

a post-orogenic calc-alkaline magmatic association: the Žulová Pluton, Bohemian Massif. – Journal ofGeosciences, 59, 415–440.

LEAKE, B. E. (1978): Nomenclature of amphiboles. – American Mineralogist, 63, 1023–1052.MELKA, K. (1965): Návrh na klasifikaci chloritových minerálů. – Věstník Ústředního ústavu geologického, 40,

23–27.POUBA, Z., DVOŘÁK, J., MÍSAŘ, Z., MUSILOVÁ, L., PROSOVÁ, M., RÖHLICH, P., SKÁCEL, J., UNZEITIG, M. (1962):

Vysvětlivky k přehledné geologické mapě ČSSR 1:200 000 M-33-XVIII Jeseník. Ústřední ústav geologický,Praha.

SVOBODA, J. et al. (1964): Regionální geologie ČSSR. Díl I. Český masív. Sv. 1. Krystalinikum. NakladatelstvíČSAV, Praha.

VEGAS, N., RODRIGUEZ, J., CUEVAS, J., SIEBEL, W., ESTEBAN, J. J., TUBÍA, J. M., BASEI, M. (2011): The sphene-centered ocellar texture: An effect of grain-supported flow and melt migration in a hyperdense magmamush. – Journal of Geology, 119, 143–157.

WINTER, J. D. (2001): An introduction to igneous and metamorphic petrology. Prentice Hall, Upper Saddle River,New Jersey.

ZACHOVALOVÁ, K., LEICHMANN, J., ŠVANCARA, J. (2002): Žulová Batholith: a post-orogenic, fractionated ilmenite-allanite I-type granite. – Journal of the Czech Geological Society, 47, 1–2, 35–44.

ZIMÁK, J., DALAJKOVÁ, K., DONOCIK, R., KRIST, P., REIF, D., ŠTELCL, J., KOPECKÁ, L. (2016): Využitelnost te -rénních rentgenfluorescenčních analyzátorů ke stanovení chemismu cementářských surovin – na příkladuvelkolomu Mokrá. – Zprávy o geologických výzkumech, 49, 79–82.

ŽÁČEK, V. et al. (1995): Geologická mapa ČR 1 : 50 000. List 14-22 Jeseník. Český geologický ústav, Praha.ŽÁČEK, V., SKÁCEL, J., SKÁCELOVÁ, D. (2003): Geologie území. In: Müller, V. (ed.): Vysvětlivky k souboru geo -

logických a ekologických účelových map přírodních zdrojů v měřítku 1 : 50 000. Listy 04-43 Bílý Potok, 04-44Javorník, 14-21 Travná, 12-44 Jeseník, 7-27. Česká geologická služba, Praha.

58

ISSN 1211–8796 Acta Mus. Moraviae, Sci. geol.CIII (2018): 1, 59–66, 2018

SCLERACTINIA Z NOVÉ LOKALITY BORAČ-PODOLÍ(JIŽNÍ ČÁST KARPATSKÉ PŘEDHLUBNĚ, ČESKÁ REPUBLIKA)

SCLERACTINIA FROM A NEW LOCALITY BORAČ-PODOLÍ(SOUTHERN PART OF THE CARPATHIAN FOREDEEP, CZECH REPUBLIC)

LUCIE KLEPRLÍKOVÁ

Abstract

Kleprlíková, L., 2018: Scleractinia z nové lokality Borač-Podolí (jižní část karpatské předhlubně, Českárepublika). – Acta Mus. Morav., Sci. Geol., 103, 1, 59–66 (with English summary).

Scleractinia from a new locality Borač-Podolí (southern part of the Carpathian Foredeep, Czech Republic)

In this contribution findings of Lower Badenian Scleractinian corals from a new-found locality Borač-Podolí (GPS position: N 49°24.10928', E 16°22.03950') are presented. Locality Borač-Podolí is locatedabout 7 km northeast of the town Tišnov and is a part of the Carpathian Foredeep in South Moravia.During the study 458 coral specimens were determined from this locality. Studied specimens belong to 5families: Caryophyllidae, Dendrophylliidae, Poritidae, Faviidae a Stylophoridae (6 genera: Peponocyathus,Balanophyllia, Tarbellastraea, Montastraea, Porites and Stylophora).

Key words: Central Paratethys, Carpathian Foredeep, Borač-Podolí, Scleractinia, Miocene, Lower Badenian

Department of Geological Sciences, Faculty of Science, Kotlářská 2, 611 37 Brno, Czech Republic; e-mail:394483@mail.muni.cz

ÚVOD

Spodnobadenští korálnatci jsou známí z mnoha lokalit karparské předhlubně. Mor -fologie jejich skeletů, počet, velikost a zastoupení hermatypních a ahermatypních druhůmohou přispět k indikaci mořského prostředí ve spodním badenu. Lokalita Borač-Podolí(GPS pozice: N 49°24.10928', E 16°22.03950') je nově zkoumanou lokalitou a nachází seseverozápadně od města Tišnov, v okrese Brno-venkov v Jihomoravském kraji. Z geologic-kého hlediska je součástí jižní karpatské předhlubně na Moravě a geomorfologicky spadádo oblasti Hornosvratecké vrchoviny. Lokalita je reprezentována vrstvy jílových sedimentů(téglů) s nepravidelně uloženými čočkami žlutohnědého jemnozrnného písku. Čočky pís-ků jsou bohaté na nejrůznější mělkomořskou mikro- a makrofaunu spodnobadenského stá-ří. Koráli, zastoupeni převážně hermatypními taxony, tvoří v těchto čočkách významnousložku nalezeného společenstva organismů. Tento příspěvek přináší poznatky k nálezůma determinaci korálové fauny z této nové lokality.

METODIKA

Materiál fosilních korálů použitý pro tento výzkum pocházel z vlastních sběrů a exem-plářů ze soukromých sbírek RNDr. Pavla Hudce (MND a.s.), p. Uhera (majitel soukromé-ho pozemku) také z Muzea Brněnska v Předklášteří. Z lokality Borač-Podolí bylo v rámcivýzkumu odebráno přibližně 70 kg materiálu.

59

Za pomoci ultrazvukové čističky RETSCH UR1 byly vybrané vzorky šetrně očištěnya zbaveny přebytečného sedimentu usazeného v kalichu.

Fosilie korálů byly dále z makroskopického i mikroskopického hlediska určovány a po-pisovány na základě vnějších morfologických charakteristik a počtu sept a septálních cyklů.K determinaci byla použita binokulární lupa typu Nikon SMZ – 1 a k fotodokumentaci ste-reomikroskop LEICA MZ16.

VÝSLEDKY

Během studie korálnatců bylo studováno 455 fragmentů kolonií, jeden kompletní jedi-nec a 2 úlomky solitérního koralitu Studované fragmenty byly determinovany do 6 rodů:Peponocyathus, Balanophyllia, Porites, Tarbellastraea, Montastraea, Stylophora.

Systematická částKmen: Cnidaria, Verrill, 1865Třída: Anthozoa, Ehrenberg, 1834Podtřída: Hexacorallia, Haeckel, 1896Řád: Scleractinia, Bourne, 1900Podřád: Caryophylliina Vaughan & Wells, 1943Čeleď: Caryophylliidae Gray, 1847Rod: Peponocyathus Gravier, 1915Peponocyathus duncani (Reuss, 1971)Obr. (1-1, 1-2)1871 Discotrochus duncani n. sp.; Reuss, str. 225, tab. 3 (obr. 13), tab. 4 (obr. 1, 2).1932 Discotrochus duncani Reuss; Dembińska-Rożkowska, str. 141, tab. 5 (obr. 6).1976 Cylindrophyllia duncani (Reuss); Hladil, str. 53, tab. 1 (obr. 1, 2, 3).1986 Discotrochus duncani Reuss; Hudec, příloha 5, tab. 40 (obr. 2).1991 Peponocyathus duncani (Reuss); Stolarski, str. 54, tab. v textu 8, tab. 8 (obr. 1-11).2016 Peponocyathus duncani (Reuss); Kleprlíková, str. 35-36, tab. 4 (obr. 1a, 1b, 2a, 2b, 3a,

3b, 4a, 4b), 5 (obr. 1a, 1b, 1c).

Materiál: 1 kompletní jedinecPopis: Drobný, kruhovitý koralit diskoidního tvaru. Korality studovaných exemplářů jsouvariabilní ve velikosti a výšce (tloušťce). Žebra jsou výrazně granulována dlouhými tupý mizrny. Kalich obsahuje 3 systémy sept. Systémy S1 a S2 jsou zhruba stejně velké. SystémS3 je má stejnou tloušťku jako systémy S1 a S2, ale je kratší a srůstá s předchozím cyklem.Boční plochy sept jsou hustě granulovány velkými tupými zrny.

Stratigrafie a výskyt v ČR: miocén (sp. baden) karpatské předhlubně na Moravě (Drno -vice, Svitávka, Knínice u Boskovic, Borač, Lažánky, Borač-Podolí), vídeňská pánev (Novýrybník u Sedlce).Stratigrafie a výskyt ve světě: Oligocén Nizozemí (vrt Helenaveen III, vrt America). Miocén centrální Paratethydy – vídeňská pánev ((ottnang) Ottnang, (karpat) Niederleis,(baden) Enzesfeld, Baden), karpatská předhlubeň v Polsku (Beczyn), korytnická pánev(Svatokřížské hory); miocén Ukrajiny (Podolia). Miocén západní Paratethydy – Francie, Nizozemí.

Podřád: Dendrophylliina Vaughan & Wells, 1943Čeleď: Dendrophylliidae Gray, 1847Rod: Balanophyllia Wood, 1844Balanophyllia sp.Obr. (1-3, 1-4)

60

61

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

Fig. 1. (Borač-Podolí, photo: author Lucie Kleprlíková)1-1 Peponocyathus duncani (top view), 1-2 P. duncani (bottom view), 1-3, 1-4 Balanophyllia sp., 1-5 Poritesvindobonarum prima, 1-6 P. vindobonarum prima (detail).

62

Obr. 2. (Borač-Podolí, foto: autorka Lucie Kleprlíková)2-1 Porites vindobonarum prima (podélný řez), 2-2 Tarbellastraea reussiana, 2-3 T. reussiana (detailv příčném řezu), 2-4 Montastraea sp., 2-5 Stylophora reussiana, 2-6 S. reussiana (detail).

Fig. 2. (Borač-Podolí, photo: author Lucie Kleprlíková)2-1 Porites vindobonarum prima (longitudinal section), 2-2 Tarbellastraea reussiana, 2-3 T. reussiana(cross-section), 2-4 Montastraea sp., 2-5 Stylophora reussiana, 2-6 S. reussiana (detail).

Materiál: 2 fragmentyPopis: Exempláře jsou menší úlomky koralitů, odpovídajících rodu Balanophyllia. Úlomkyjsou velmi poškozené a nedovolují detailnější klasifikaci.

Podřád: Fungiina Verrill, 1865Čeleď: Poritidae Gray, 1842Rod: Porites Link, 1807Porites vindobonarum prima Kühn, 1927Obr. (1-5, 1-6, 2-1)1871 Porites incrustans Defrance; Reuss, str. 65, tab. 17 (obr. 5, 6).1991 Porites vindobonarum prima Kühn; Roniewicz & Stolarski, str. 77, tab. 4 (obr. 3).2016 Porites vindobonarum prima Kühn; Kleprlíková, str. 43–44, tab. 8 (obr. 2a-2b).

Materiál: 263 fragmentů koloniíPopis: Fragmenty koloniálního korálu jsou bochníkovitého tvaru. Jednotlivé korality k so-bě přiléhají. Kalichy koralitů jsou při dobrém zachování výrazné, ale na většině fragmentůjsou špatně zachovalé nebo viditelné jen pod lupou. Kalichy jsou velmi drobné a mají kru-hový tvar. Obsahují 2–3 cykly sept.

Stratigrafie a výskyt v ČR: miocén (sp. baden) karpatské předhlubně na Moravě (Borač-Podolí).Stratigrafie a výskyt v Evropě: miocén (baden) centrální Paratethydy (korytnická pánev),tran sylvánská pánev (Lapugiu de Sus).

Podřád: Astraeina Alloiteau, 1952Čeleď: Faviidae Gregory, 1900Rod: Tarbellastraea Alloiteau, 1952Tarbellasatraea reussiana (Milne-Edwards & Haime, 1848)Obr. (2-2, 2-3)1871 Heliastraea reussiana Milne-Edwards & Haime; Reuss, str. 44, tab. 9 (obr. 2), tab. 18(obr. 4).1976 Tarbellastraea reussiana Milne-Edwards & Haime; Hladil, str. 24, tab. 15 (obr. 3), tab.16 (obr. 1).1991 Tarbellastraea reussiana Milne-Edwards & Haime; Stolarski, str. 73, tab. 2 (obr. 1-3).1997 Tarbellastraea reussiana Milne-Edwards & Haime; Baƚuk & Radwański, str. 221, tab. 1(obr. 1).2008 Tarbellastraea reussiana Milne-Edwards & Haime; Rus & Popa, str. 327, tab. 2 (obr. 4).2016 Tarbellastraea reussiana Milne-Edwards & Haime; Kleprlíková, str. 44-45, tab. 8(obr. 3a-3b).

Materiál: 161 fragmentů koloniíPopis: Studovaný materiál je tvořen různě velkými fragmenty plokoidních kolonií. Koralitymají mezi sebou interkoralitovou hmotu (cenosteum), která je od sebe vzájemně odděluje.Korality jsou v kolonii převážně hustého uspořádání, v některých případech dokonce sdílíkoralitovou stěnu a cenosteum chybí. Další fragmenty mají naopak viditelně řidší uspořá-dání koralitů. Kalichy mírně vystupují nad plochou cenostea a jsou kruhového až elipsoid-ního tvaru. Dobře zachovalé fragmenty mají viditelná žebra, která se táhnou i přes cenos-teum a jsou vzájemně spojeny s žebry vedlejších koralitů. Korality obsahují 3 systémy sept,která jsou výrazně granulována.

Stratigrafie a výskyt v ČR: miocén (sp. baden) karpatské předhlubně na Moravě (Nedvědi-ce, Borač, Borač-Podolí, Lomnice, Vranová Lhota, Sudice, Drnovice, Olomučany, Jedovni-ce, Židlochovice, Žabčice).

63

Stratigrafie a výskyt ve světě: miocén centrální Paratethydy – vídeňská pánev (karpat) Nie-derleis, (baden) Podivín na Moravě, Müllendorf, Wöllersdorf, Kalladorf, Bischofswart,Grund, Gainfahren, Wimpassing, Forchtenau, Ritzing), korytnická pánev (Svatokřížskéhory), jihoslovenská pánev (Kosihovce, Nagy Maros, Visegrád, Mogyoró, Samsonháza,Püspök hatvan), podunajská pánev (Devínská Nová Ves), transylvánská pánev (Lapugiu deSus), Bulharsko (Pleven), Maďarsko, Ukrajina Miocén západní Paratethydy – Francie, Portugalsko, Španělsko. Miocén východní Paratethydy – Irán, Turecka. Miocén mediteránní oblasti – modenská pánev, ligursko-piemontská pánev, Somálsko,Řecko, Sicílie, Maroko, Libye, Kypr, Alžírsko, Egypt.

Rod: Montastraea Blainville, 1830Montastraea sp.Obr. (2-3, 2-4)

Materiál: 14 fragmentů koloniíPopis: Studované exempláře tvoří fragmenty masivních plokoidních kolonii. Jednotlivé ka-lichy jsou výrazně ohraničeny žebry. Kalichy jsou hustě uspořádány v kolonii. Cenosteumchybí nebo je vyvinuto pouze v některých částech kolonie. Kalichy jsou kruhového až ovál-ného tvaru a obsahují tři až čtyři cykly sept.

Podřád: Archeocaeniina Alloiteau, 1952Čeleď: Stylophoriodae Milne-Edwards & Haime, 1857Rod: Stylophora Schweigger, 1819Stylophora reussiana Montanaro & Tacoli, 1951Obr. (2-5, 2-6)1871 Stylophora sp.; Reuss, str. 251, tab. 19 (obr. 6).1976 Stylophora reussiana Montanaro & Tacoli; Hladil, str. 17, tab. 16 (obr. 2).1991 Stylophora reussiana Montanaro & Tacoli; Roniewicz & Stolarski, str. 71, tab. 1(obr. 1).2016 Stylophora reussiana Montanaro & Tacoli; Kleprlíková, str. 47–48, tab. 10 (obr. 2a-2b).

Popis: Jedinci jsou tvořeni mnoha různě velikými a různě zachovalými úlomky větších ko-lonií. Úlomky odpovídají částem trsů větevnatého tvaru. Povrch korálu je mezi jednotlivý-mi kalichy lehce konvexní a pokrytý granulací. Kalichy jsou kruhové až lehce oválné. Kali-chy netvoří žádný vystouplý okraj nebo lem a rovnou přechází do interkoralitové oblasti(cenosteum). Septa jsou na okrajích kalichu a u kolumely lehce naduřelá. Okraje sept jsoupokrytá granulací.

Materiál: 17 fragmentů koloniíStratigrafie a výskyt v ČR: miocén (sp. baden) karpatské předhlubně na Moravě (Borač,Žabčice, Borač-Podolí).Stratigrafie a výskyt ve světě: miocén (baden) centrální Paratethydy – vídeňská pánev(Forchtenau), korytnická pánev (Svatokřižské hory); Miocén Alžírska, Kypru.

DISKUZE

Studovaní koráli jsou prvními popisovanými nálezy korálnatců řádu Scleractinia na té-to lokalitě Borač-Podolí. Korálnatci zde byli studování v rámci diplomové práce (KLEPRLÍ-KOVÁ 2016). Všechny nalezené druhy patří k častým nálezům ze spodnobadenských se -dimentů mnoha lokalit centrální Paratethydy (REUSS 1871, DEMBIŃSKA-ROŻKOWSKA 1932,HLA DIL 1976, RONIEWITZ & STOLARSKI 1991, STOLARSKI 1991). Druhy Tarbellastraea reus-

64

siana a Porites vindobonarum prima jsou známé i z dalších oblastí Paratethydy a Mediterá-nu (RONIEWITZ & STOLARSKI 1991, HLADIL 1976). Nalezení koráli jsou tvořeni 5 čeleděmi:Caryophyllidae, Dendrophylliidae, Poritidae, Faviidae a Stylophoridae. Nejvíce zastou penéčeledi jsou Poritidae, Stylophoridae a Faviidae, které jsou zde reprezentovány pouze her-matypními taxony. Hermatypní korálnatci jsou citliví ke změnám svého prostředí a výsky-tují se pouze v mělčích a prosvětlených mořích do přibližně 90 m o teplotách 15–36 °C.Čeledi Caryophyllidae, Dendrophylliidae byly ve studovaných nálezech zastoupeny pouzetřemi ahermatypními druhy. Velké množství fragmentů velkých kolonií her ma typních ko -rálů a pouze 3 exempláře ahermatypních druhů svědčí o ideálních hloubkových a teplo-tních podmínkách fotické zóny, které se pohybují mezi 20–50 m (infralitoral) hloubkya alespoň 16 °C, ideálně 25 °C–29 °C teploty vody (BAYER et al. 1956).

ZÁVĚR

Studované společenstvo korálů z lokality Borač-Podolí je tvořeno 6 rody (6 druhy): Pe-ponocyathus, Balanophyllia, Tarbellastraea, Montastraea, Porites a Stylophora: Peponocyathusduncani, Balanophyllia sp., Porites vindobonarum prima, Tarbellasatraea reussiana, Montast-raea sp. a Stylophora reussiana. Převažující taxony představují faunu mělkého prostředí in-fralitorálu s dostatečným prosvětlením. Teplota tohoto prostředí odpovídala minimálně16 °C (BAYER et al. 1956). Vzhledem k vysokému množství zástupců jednotlivých druhůhermatypních korálů mohla teplota tuto hodnotu daleko přesahovat.

PODĚKOVÁNÍ

Chtěla bych poděkovat zejména školitelce RNDr. Nele Dolákové, CSc. za podporu bě-hem této práce. Také bych ráda poděkovala dr. Pavlu Hudcovi (MND a.s.), p. Uhrovi, ÚGVMU Brno a Muzeu Brněnska v Předkláštěří za zapůjčení kolekcí korálů. A v neposlednířadě i doc. Ing. Šárce Hladilové, CSc. za odborné rady a připomínky týkajících se tohotopříspěv ku. Práce na příspěvku byly prováděny za finanční podpory Specifického výzkumu,ÚGV MU Brno.

LITERATURA

ALLOITEAU, J., 1952: Madréporaires post-paléozoiques. In: J. Piveteau (ed).: Traité de Paléontologie, 1. Paris.BAŁUK, W., RADWAŃSKI, A., 1997: The micropolychaete Josephella commensalis sp. n. commensal to the scleracti -

nian coral Tarbellastraea reussiana (Milne-Edwards & Haime, 1850) from the Korytnica Clays (Middle Mio -ce ne; Holy Cross Mountains, Central Poland). – Acta Geologica Polonica. 47, 211–224.

BAYER, F. M., BOSCHMA, H., HARRINGTON, H. J., HILL, D., HYMAN, L. H., LECOMPTE, M., MONTANARO-GALLITELLI, E., MOORE, R. C., STUMM, E. C., WELLS, J. W., 1956: Treatise on Invertebrate Paleontology. PartF. Coelenterata. – The University of Kansas Press. USA. 498 p.

DE BLAINVILLE, H. M., 1830: Zoophytes. – In: Levrault F. G. (ed.): Dictionnaire des sciences naturelles, danslequel on traitre méthodiquement des differéns êtres de la nature, considérés soit en eux-mêmes, d’après l’étatactuel de nos connoissances, soit relativement a l’utlité qu’en peuvent retirer la médicine, l’agriculture, lecommerce et les arts. Paris. 548 p.

BOURNE, G. C., 1900: The Anthozoa. – In: Lankester E. R. (ed.): A Treatise on Zoology. Part II. The Porifera andCoelenterata, 1–84.

DEMBIŃSKA-ROŻKOWSKA, M., 1932: Korale Mioceńskie Polski (Polnische Miozänkorallen). – Roczn. P. T. Geol.(Ann. Soc. Geol. Pologne), 8 (1), 97–171. Kraków.

EHRENBERG, C. G., 1834: Beitrage zur physiologischen Kenntniss der Corallenthiere im Allgemeinen und besundersdes Rothen Meeres, nebst einem Versuche zur physiologischen Systematik derselben. – Abhandlungen derKöniglichen Akademie der Wissenschaften, 225–380.

HAECKEL E., 1896: Systematische Phylogenie. – Entwurf eines Natürlichen Systems der Organismen auf Grundihrer Stammesgeschichte. Berlin.

65

GRAVIER, C., 1915: Note préliminaire sur les Madréporaires recueilles au cours des croisières de la Princesse-Aliceet de l’Hirondelle II, de inclusivement. – Bulletin de l’Institut Océanographique de Monaco. 304, 1–22.

GRAY, J. E., 1847: Description of some new genera and species of Asteriadae – Proceedings of the ZoologicalSociety of London, 72–82.

GREGORY J. W., 1900: The corals Jurassic fauna of Cutch. – Palaeontologica Indica, 9, 1–195.HLADIL, J., 1976: Šestičetní koráli (Scleractinia) badenu karpatské předhlubně na Moravě. – MS diplomová práce.

Přírodovědecká fakulta Masarykovy univerzity. Brno. K–VZ–1976–HLAD.HUDEC, J., 1986: Systematická a paleoekologická analýza měkkýšů badenu na lokalitě Lomnice u Tišnova. – MS

diplomová práce. Přírodovědecká fakulta Masarykovy univerzity. Brno. K–VZ–1986–HUDE. KLEPRLÍKOVÁ, L., 2016: Anthozoa vybraných lokalit badenu jižní Moravy. – MS diplomová práce. Přírodovědecká

fakulta Masarykovy univerzity. Brno. K–VZ–2016–KLEP.KÜHN, O., 1927: Korallen aus dem Helvetien von Österreich. – Sitz. Ber. Österr. Akad. Wiss. math. – natutwiss.

Kl., 147, 279–313.LINK, H. F., 1807: Beschreibung der Naturalien-Sammlung der Universität zu Rostock. – A. Erben, 2, 1–160.MILNE-EDWARDS, H., HAIME, J., 1848: Recherches sur les polypiers. Mémoire 1.Observations sur la structure et le

development des polypiers en général. – Annales des Sciences Naturelles, Zoologie, 3, 9, 37–89.MILNE-EDWARDS, H., HAIME, J., 1857: Histoire naturelle des Coralliaires ou polypes proprement dits, vol 2. – La

Librairie encyklopedique de Roret. Paris. 31 p.MONTANARO, E., TACOLI, M. L., 1951: Le sabbie fossilifere di Žabčice (Brno). – Accad. Sci. Modena, 9, 1–74.REUSS, A. E., 1871: Die Fossilen Korallen des Österreichisch-Ungarischen Miocäns. – Denkschriften der Kaiser -

lichen Akademie der Wissenschaften / Mathematisch-Naturwissenschaftliche Classe, 31, 197–270.RONIEWITZ, E., STOLARSKI, J., 1991: Miocene Scleractinia from the Holy Cross Mountains, Poland; Part 2 –

Archaeocoeniina, Astraeina and Fungiina. – Acta Geologica Polonica. 41, 69–83.RUS, M., POPA, M., 2008: Taxonomic notes on the badenian corals from Lăpugiu de Sus (Făget basin, Romania). –

Acta Palaeontologica Romaniae. 6, 325–337.SCHWEIGGER, A. F., 1819: Beobachtungen auf naturhistorischen Reisen. Anatomisch Physiologische Unter suchun -

gen über Corallen. Reimer, Berlin. 188 p.STOLARSKI, J., 1991: Miocene Scleractinia from the Holy Cross Mountains, Poland; Part 1- Caryophylliidae,

Flabellidae, Dendrophylliidae, and Micrabaciidae – Acta Geologica Polonica. 41, 37–67.VERRILL, A. E., 1865: Classification of polyps (extract condensed from Synopsis of the Polyps and Corals of the

North Pacific Exploring Expedition under Commodore C. Ringgold and Captain John Rodgers, U.S.N.). –Communications of the Essex Institute. 4, 145–152.

VAUGHAN, T. W., WELLS, J. W., 1943: Revision of the suborders, families and genera of the Scleractinia. – Geol.Soc. Amer. Spec. Pap., 44, 1–363.

66

OBSAH – INHALT – CONTENTS

ZIMÁK, J., JURÁNKOVÁ, Z.: Petrografie a mineralogie krupníkového tělesana lokalitě Bischofsgraben u Sobotína (Hrubý Jeseník) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 3

HOUZAR, S., ŠREIN, V.: Magnetitový skarn s ferrobustamitem v mramoruv Sokolí u Třebíče (moldanubikum, západní Morava, Český masiv). . . . . . . . . . . . . 17

JURANOVÁ, N.: Biotitic gabbro enclave with hercynite in durbachitic rockof Třebíč Pluton in area of positive gravity anomaly . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 29

ZIMÁK, J.: Mineralogie ocellárních křemenných monzodioritůžulovského plutonu. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 43

KLEPRLÍKOVÁ, L.: Scleractinia z nové lokality Borač-Podolí(Jižní část karpatské předhlubně, Česká republika) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 59

ACTA MUSEI MORAVIAE – SCIENTIAE GEOLOGICAEČASOPIS MORAVSKÉHO ZEMSKÉHO MUZEA – VĚDY GEOLOGICKÉ

1.

Vydalo a vytisklo Moravské zemské muzeumEditor: RNDr. Stanislav Houzar, Ph.D.

prof. RNDr. Milan Novák, CSc.

Recenzovaný časopis – peer review journalBrno 2018

MK ČR E 1090ISSN 1211–8796