Abstract
Neo-Proterozoic rocks (Brunovistulian Unit) are dominant in the studied area of Silesicum, which have complex nappe, thick-skinned and thrust sheet geological structures. The Keprník Dome (Keprník nappe) represents the easternmost part of crystalline complexes of the Silesian domain and is dominated by various types of orthogneiss, gneiss, mica schist and phyllite, with a small occurrence of calc-silicate rocks. These rocks are affected by pre-Variscan and Variscan metamorphism, dominantly staurolite-sillimanite and garnet zone and late Variscan to Cenozoic brittle deformation. Hydrothermal Variscan quartz veins and surrounding rocks (biotite-bearing paragneiss and orthogneiss) were studied in the Keprník dome geological unit to confront the type of fluids enclosed in fluid inclusions and the intensity of metamorphism that affected the host rocks. The study of fluid inclusions in quartz veins was supplemented by Raman spectrometry and microscopic study of rocks, EMPA and mineral thermometry. Temperatures 616 to 643 °C obtained by the Ti-in-biotite method for biotite paragneisses are compatible with the peak metamorphic conditions estimated by previous authors. Thermometer for orthogneiss provided temperatures between 688 to 699 °C using the Ti-in-biotite thermometer. The lower temperatures (483 to 529 °C) obtained using magnetite-ilmenite thermometer document later retrogression.
Three types of fluids were found in the quartz of the Variscan hydrothermal veins based on the phases present, respectively components: I. L+V, H2O–NaCl ± K+ ± Mg2+ ± Ca2+, II. L+V+S±S2, H2O–NaCl–CaCl2 ± K+ ± Mg2+, III. L1+L2+V, H2O–NaCl–CO2 ± CH4 ± K+ ± Mg2+ ± Ca2+ (L – liquid, V – vapour, S – solid).
Type II inclusions contain aqueous fluids with high salinities, which would correspond to the post-Variscan systems found (Slobodník et al. 2010a, 2020) in the Silesicum area. On the other hand, they have high Th temperatures, reaching values of over 300 °C. Only results from type I could be used to calculate isochores and derive P-T conditions for the formation of Variscan veins, because in type III often occur fluid inclusion decrepitation and the impossibility of measuring total homogenization. Types I and III according to the structural position of fluid inclusion (uncertain or primary and pseudosecondary inclusions), microthermometric data and composition, they are considered to be metamorphic types of fluids generated by Variscan metamorphism. The evaluation of isochores of the first type of fluids using a lithostatic thermobaric gradient (50 °C/270 bar/km) indicates the entrapment of fluids, or formation of inclusions under conditions of 190–300 °C and 90–160 MPa. This type of fluid was very likely captured at a later stage of metamorphism, after the crystallization of magnetite and ilmenite, and represents a retrograde stage of metamorphism.
Úvod
Studované území leží ve vrcholové části Hrubého Jeseníku (okolí kót Šerák 1351 m n. m. a Keprník 1423 m n. m.), v centru keprnické klenby silezika (moravskoslezská oblast). Předdevonské jádro keprnické klenby je budováno metamorfovanými horninami (biotitickými pararulami, staurolitickými svory, migmatity a ortorulami), které byly formovány hlavně variskými tektonometamorfními procesy (např. Souček 1978; Rajlich 1993; Schulmann a Gayer 2000; Košuličová a Štípská 2007). Cílem tohoto příspěvku je studium charakteru fluid a typu fluidních inkluzí v křemenných metamorfních žilách a jejich vztah k metamorfóze v prostoru keprnické klenby.
Geologická stavba silezika
Studovaná oblast je součástí silezika (obr. 1), které náleží do moravskoslezské oblasti (Suess 1912). Tektonicky nejnižší parautochtonní jednotkou silezika je desenská jednotka (klenba), která je budována mylonitizovanými kadomskými granitoidy s vložkami amfibolitů. Metamorfní minerální asociace granátovců zde indikuje teploty 540 až 600 °C a tlaky vyšší než 3 kbar (Buriánek a Kropáč 2009). Na tyto horniny nasedá devonský obal (reprezentovaný hlavně vrbenskou skupinou) budovaný klastickými sedimenty (kvarcity, kvarcitické fylity, ojediněle metakonglomeraty) a slabě metamorfovanými bimodálními vulkanity a jejich tufy, fylity až svory s vložkami karbonátů. Všechny zmíněné jednotky jsou postiženy prográdní variskou metamorfózou ve facii zelených břidlic až amfibolitové facii.
Keprnická jednotka (klenba) je interpretována jako příkrov nasunutý k východu na (para)autochton desenské klenby (Cháb et al. 1994; Schulmann et al. 1995) a je budována ortorulami až blastomylonity s četnými vložkami staurolitem bohatých metapelitů (rula až svor), vápenato-silikátovými horninami a kvarcity. Devonský obal (skupina Branné) je tvořený poměrně nízko metamorfovanými polymiktními konglomeráty, kvarcity, mramory, porfyroidy a vápenato-silikátovými břidlicemi (např. Cháb et al. 1994; Kröner et al. 2000; Schulmann a Gayer 2000).
Strukturně nejvyšší a nejvíce metamorfovanou jednotkou je pestrý komplex rul s vložkami amfibolitů, mramorů a ojedinělých ortorul a kvarcitů, který označujeme jako velkovrbenskou klenbu (Mísař et al. 1983; Schulmann a Gayer 2000).
Geologická stavba keprnické jednotky
Radiometrické datování indikuje svrchnoproterozoické stáří protolitu keprnické ortoruly (545–660 Ma; Kröner et al. 2000), který představuje produkt rozsáhlého tavení zralé kontinentální kůry (Cháb et al. 2008). Vnitřní obal obsahuje staurolitové svory a ruly a biotitické ruly s erlanovými vložkami. Vnější obal obsahuje biotitické, biotit-kalcitické a muskovit-chloritické fylity s vložkami mramorů a neoproterozoického metadacitu. Nejsvrchnější část obalu představuje skupina Branné, která je devonského stáří a skládá se z kvarcitů, křemenných a oligomiktních metakonglomerátů, tmavých muskovit-chlorit-biotitických fylitů s vložkami metatufů, metavulkanitů a mramorů (Cháb et al. 2008).
Keprnická jednotka je ovlivněna polyfázovou metamorfózou. Prevariská (Chlupáč et al. 2002) metamorfóza dosáhla v jihozápadní části keprnické jednotky až staurolitové a staurolit-sillimanitové zóny (Mísař et al. 1983). Ve střední a západní části je intenzita metamorfózy nižší (staurolitová a granátová zóna; Košuličová a Štípská 2007). Van Breemen et al. (1982) uváděli stáří starší (kadomské) metamorfní fáze 546 +6/−8 Ma. Variská orogeneze se v keprnické klenbě projevila polyfázovou deformací a metamorfózou dosahující až amfibolitové facie (Rajlich 1993; Schulmann a Gayer 2000). Oblast byla v první fázi variské orogeneze postižena prográdní metamorfózou barrovianského typu. V průběhu karbonu (300–310 Ma; Maluski et al. 1995) následovala nízkotlaká metamorfóza spojená s intruzí plutonických hornin (Souček 1978; Schulmann a Gayer 2000; Štípská et al. 2001). Křemenné žíly (obr. 2a) a žilky, případně různě protažené čočky (obr. 2b), jsou v oblasti keprnické klenby pozorovány ve většině metamorfovaných hornin. Jde jak o žíly paralelní se směrem foliace, tak o žíly šikmé, protínající foliaci (Štelcl 1950).
Hydrotermální mineralizace v širším okolí studované oblasti
Nejstarší studie fluid a fluidních inkluzí z širšího regionu se prováděly ve vrbenské skupině v prostoru polymetalického ložiska u Zlatých Hor, kde byla zjištěna fluida s obsahem CO2 (Ďurišová 1990). V křemenech z metamorfovaných hornin autorka rozlišila tři fluidní systémy (H2O–CO2, H2O–CH4 a H2O) tvořené CO2 s poměrně vysokou hustotou a chloridovým roztokem s nízkou až střední salinitou (5–15 hm. % NaCl ekv.). Slobodník et al. (2010a, 2010b) studovali křemenné žíly s křišťálem na různých lokalitách silezika a pro vznik křišťálů definovali tři základní genetické modely a typy fluid: 1) pozdně magmatická-pegmatitová hydrotermální fluida variského stáří; 2) metamorfní hydrotermální fluida, zahrnující i žíly alpského typu, variského stáří; 3) pozdně a post-variská hydrotermální fluida reprezentující transformované sedimentární solanky. V sobotínském masivu se heterogenně zachyceným typům fluid v inkluzích, převážně typu L1+L2+V (L – kapalina, V – plyn), věnoval Kontár (2011). Steinerová a Dolníček (2014) studovali fluidní inkluze z lokality Zámčisko v desenské klenbě. Autoři rozlišují inkluze dvou typů (L+V a L1+L2+V), teploty homogenizace uvádějí v rozsahu od 78 do 326 °C a teploty tání ledu od −9,0 do 0,0 °C. Ve vrbenské skupině v mladší (hrubozrnné a žilné) a stratiformní mineralizaci reprezentující vulkano-sedimentární ložisko Horní Město zjistili Fojt et al. (2007) několik typů fluid. Dva fluidní systémy definovali jako metamorfní: 1) fluida CO2–H2O–NaCl s nízkou salinitou (5–7 hm. % NaCl) a Th 200–300 °C a 2) fluida NaCl–MgCl2–H2O s nízkou salinitou (5–7 hm. % NaCl ekv.) a Th 120–220 °C. Pro oba tyto typy fluid na ložisku odvozují P-T podmínky variské metamorfózy 350–400 °C a 4–5 kbar. Zjištěné nízké Th 90–150 °C, vysoké salinity (21–24 hm. % solí) přiřazují mladším post-metamorfním typům fluid systému H2O–NaCl–CaCl2. Ve strmých rudních tělesech na ložisku Zlaté Hory-jih ve vrbenské skupině byly potvrzeny metamorfní typy fluid zachycené v podmínkách 220–300 °C a 0,7–2,0 kbar se složením H2O–CH4, H2O–CO2 a H2O (Dolníček et al. 2018).
Regionální povariský fluidní systém (L+V+S, L – kapalina, V – plyn, S – pevná fáze) svázaný s alterací hornin krystalinika a granitoidů má původ v hlouběji cirkulujícím mixu meteorické a mořské vody a přesahuje hranice silezika (Slobodník et al. 2020). Uzavíraná fluida (H2O–NaCl–CaCl2 ± MgCl2 ± KCl) v žilných křemenech obsahují běžně i pevné fáze, často muskovit, občas kalcit nebo hematit.) Salinita fluid se pohybuje mezi 9,1 a 26,8 hm. % (NaCl + CaCl2) a Th mezi 124 a 176 °C.
Metodika
Vzorky křemenů byly odebrány z prostředí s biotitickou až dvojslídnou rulou a ortorulou, které společně budují vrcholové partie keprnické klenby v okolí vrcholů Šeráku a Keprníku.
Pro studium fluidních inkluzí byly ze vzorků křemenných žil (3 vzorky) vyhotoveny oboustranně leštěné destičky o tloušťce 100–150 μm. První vzorek křemene (KPR 1) pocházel z ortoruly (KPR 4), druhý vzorek křemene (KPR 2) byl z okolí Keprnického potoka, jehož dno tvoří biotitická až dvojslídná rula (pararula; KPR 5), poslední vzorek (KPR 3) pocházel z křemenné žíly pronikající ortorulou podél foliace. Celkem bylo zkoumáno a analyzováno 125 fluidních inkluzí. Pro popis petrografických vlastností fluidních inkluzí bylo využito mikroskopu Nikon Eclipse 80i s pěti objektivy Nikon LU PLAN ELWD. V mikroskopu byly sledovány velikosti, tvary, fázová složení a distribuce inkluzí a předběžně definovány primární (P), pseudosekundární (PS) a sekundární (S) inkluze, přičemž pro charakteristiku jednotlivých typů inkluzí a fluid jsou prezentována data hlavně P a PS inkluzí, méně pak S inkluzí. V průběhu pozorování byla pořizována fotodokumentace pomocí kamery Pixelink. Fluidní inkluze byly studovány v laboratoři na ÚGV PřF MU na termokomoře LINKAM THMSG 600, která je schopná měřit v teplotním rozsahu +600 až −196 °C. Přístroj byl kalibrován za použití syntetických fluidních inkluzí. Při studiu inkluzí byl stanoven jejich stupeň zaplnění (F = L/L+V) a další mikrotermometrické parametry: teplota vymrznutí (Tf), eutektická teplota (Te), teplota tání pevného CO2 (TmCO2), teplota tání hydrohalitu (Tmhh), teplota tání ledu (Tmice), teplota tání klatrátů (Tmclat), teplota tání halitu (Tmh), teplota homogenizace CO2 (ThCO2) a teplota celkové homogenizace (Thtot). Pro systém typu H2O–CO2 nebylo možné naměřit Thtot (dekrepitace inkluzí před dosažením homogenizace) a pro výpočty byl použit odhad podílu vodné a CO2 fáze v inkluzích. Naměřené relevantní parametry byly zpracovány v programech FLUIDS 1 (BULK, ICE a ISOC; Bakker 2003) a byla vypočítána salinita, celková hustota inkluzí a izochory. Pro výpočet salinity z teploty Tmh byla použita rovnice podle Sternera et al. (1988).
Pro upřesnění složení plynné fáze byla využita Ramanova spektroskopie. Měření ramanových spekter proběhlo na přístroji Labram HR Evolution od firmy Horiba na ÚGV PřF MU s použitím červeného laseru o vlnové délce 633 nm, objektivů 100× a 50×. Pro zpracování spekter byl použit program SpectraGryph (Menges 2021).
Pro studium hornin byly vyhotoveny leštěné výbrusy. Elektronová mikroanalýza byla provedena na mikrosondě Cameca SX 100 na ÚGV PřF MU v Brně a byly vytvořeny BSE snímky studovaných výbrusů hornin. Analyzovány byly slídy a živce (urychlovací napětí 15 kV, proud svazku 20 nA a průměr svazku 5 μm) a ilmenit spolu s magnetitem a titanitem (urychlovací napětí 15 kV, proud svazku 20 nA a průměr svazku 2 μm). Teplotní podmínky metamorfózy byly vypočítány s použitím minerálních termometrů, první byl založený na koexistenci magnetitu a ilmenitu (Andersen a Lindsley 1985) a druhý na složení biotitu (Henry et al. 2005). Magnetit-ilmenitový geotermometr (založený na výměně Fe2+Ti za 2Fe3+) také umožňuje výpočet fugacity kyslíku založený na empirickém přístupu a jeho detailní formulace včetně přesnosti měření je uvedena v práci Andersena a Lindsleye (1985). Druhou metodou je obsah Ti v biotitu, který může sloužit jako geotermometr kalibrovaný pro peraluminické metapelity, které obsahují ilmenit nebo rutil a vznikly metamorfózou zhruba mezi 3–6 kbar. Vztah mezi obsahem Ti, teplotou a hodnotou Mg/(Mg + Fe) byl kalibrován empiricky (Henry et al. 2005): T = ([ln(Ti) - A - C(XMg)3]/B)0,333, kde T je teplota ve stupních Celsia, Ti je počet atomů na vzorcovou jednotku (apfu) normalizovaný na základě 22 atomů O, XMg je Mg/(Mg + Fe), A = −2,3594, B = 4,6482 × 10−9 a C = −1,7283. Kalibrovaný rozsah pro tento výraz je XMg = 0,275–1,000, Ti = 0,04–0,60 apfu a T = 480–800 °C. Přesnost geotermometru Ti-in-biotite se odhaduje na ±24 °C při nižším teplotním rozsahu a zlepšuje se na ±12 °C při vyšších teplotách.
Výsledky
Petrografický popis hornin a teplotní podmínky vzniku minerálních asociací
Studované křemenné žíly proráží ortoruly až blastomylonity a biotitické až dvojslídné ruly. Ortorula je jemnozrnná až středně zrnitá a je tvořena xenomorfním, místy až hypautomorfním křemenem, hypautomorfním plagioklasem (Ab60-62), biotitem (Fe/Fe+Mg = 0,55 až 0,59) a xenomorfním K-živcem (Ab1-2Or98-99). Akcesorický ilmenit vykazuje variabilní obsahy MnO (15 až 17 hmot. %) a ochuzení o MgO (méně než 0,04 hmot. %) (tab. 1, 2, 3, 4 v elektronické příloze e-appx. 1), což naznačuje, že jeho primární magmatické složení bylo nerovnoměrně modifikováno difúzní reekvilibrací s koexistujícími metamorfními silikáty. Akcesoricky je zastoupen také apatit (obr. 3a) a protáhlá zrna titanitu. Ilmenit je místy leukoxenizovaný a částečně zatlačovaný titanitem.
Pomocí biotitového termometru (založený na obsahu Ti; Henry et al. 2005) byla pro vzorek ortoruly zjištěna teplota v rozmezí od 688 do 699 °C. Poněkud nižší teploty (od 483 do 529 °C) byly vypočteny magnetit-ilmenitovým termometrem (Andersen a Lindsley 1985). Pro tento minerální pár byla zároveň vypočtena fugacita kyslíku v rozmezí od −20,3 do −17,8 (log ƒO2). Ze snímků z mikrosondy je patrné, že ilmenit i magnetit většinou obrůstají okraje biotitu nebo s tímto minerálem srůstají, drobná zrna (nepravidelná) a lišty ilmenitu rostou paralelně se štěpností biotitu (obr. 3b). Magnetit tvoří chemicky homogenní, automorfní až hypautomorfní krystaly o velikosti až 1 mm (obr. 3a).
Biotitická až dvojslídná rula (pararula) je tvořena z velké části xenomorfním křemenem, hypautomorfním plagioklasem (Ab73-74) a K-živcem (Ab7-12Or88-93). Foliace je definována orientací lupínků biotitu (Fe/Fe+Mg = 0,52 až 0,53), které jsou místy postiženy chloritizací. V hornině se akcesoricky vyskytuje muskovit, xenotim a turmalín.
Biotitový termometr (Henry et al. 2005) poskytl pro vzorek biotitické až dvojslídné ruly odhad teploty vzniku v rozmezí od 616 do 643 °C.
Žilný křemen, studium fluidních inkluzí, mikrotermometrie a Ramanova spektroskopie
Studované žilné křemeny mají méně často podobu krátkých žil (vzorek ortoruly s křemennou žílou o mocnosti 2 cm), častěji pak jde o protáhlé čočky konformně uložené ve foliaci hornin. Žíly jsou monominerální, křemen je neprůhledný s šedým odstínem. V mikroskopu jsou u všech vzorků patrná zrna s nepravidelnými rekrystalovanými okraji a subzrny, křemen většinou vykazuje undulózní zhášení. Ve studované oblasti byly také pozorovány mocnější žíly (do 10 cm), místy s vyvinutými drobnými (jednotky mm až 2 cm) šedobílými, někde až téměř čirými krystaly křišťálů.
Fluidní inkluze v křemenu mají nepravidelné náhodné rozložení nebo jsou uspořádány jak do krátkých trailů (řad) (obr. 4) anebo nepravidelných shluků, což je pozice pseudosekundárních, resp. primárních inkluzí podle kritérií Roeddera (1984), tak také do poměrně dlouhých trailů nebo shluků velmi nepravidelných inkluzí sekundárního charakteru. Ve vzorcích se vedle výše zmíněných studovaných genetických typů objevovaly také relativně malé inkluze (pod 5 μm), často ve formě dlouhých trailů procházejících krystalová zrna (sekundární inkluze), které bylo, vzhledem k jejich velikosti, prakticky nemožné měřit. Velikost studovaných a měřených inkluzí se pohybovala od 6 do 56 μm. Podle zastoupených fází při teplotě 20 °C je možné rozlišit inkluze tří typů: typ I.) dvoufázové L+V, typ II.) trojfázové L+V+S, případně vícefázové L+V+S1+S2 a typ III.) trojfázové (± vícefázové) L1+L2+V±S.
Typ I.
Z genetického hlediska byly u I. typu (obr. 5a) sledovány inkluze nepravidelných tvarů náhodně uspořádaných do klastrů (shluků), velmi často koncentrovaných do středů zrn nebo šlo o solitérní inkluze (primární inkluze), mnohem více byly zastoupené nepravidelné a různě protažené fluidní inkluze, které tvořily krátké traily (pozice pseudosekundárních inkluzí) nepřesahující hranice zrn nebo byly uspořádané do růstových zón. Součástí delších trailů, které často protínaly sousední zrna, byly nepravidelné a spíše drobnější (do 10 μm) inkluze sekundárního charakteru. Velikosti fluidních inkluzí tohoto typu se pohybovaly mezi 6 a 45 μm. Stupeň zaplnění F byl nejčastěji 0,95. Mikrotermometrická analýza poskytla poměrně široké rozmezí hodnot Thtot od 106 do 270 °C s homogenizací na kapalinu. Teplota Te (tab. 1) ukazuje na přítomnost fluidního systému H2O–NaCl s možným zastoupením dalších iontů K+, Mg2+ a Ca2+ (Davis et al. 1990; Spencer et al. 1990). Salinita vodného roztoku je 0,9–19,1 hm. % NaCl ekv. a je odvozena od teploty Tmice (tab. 1). Při zjišťované možné závislosti salinity a hodnot Thtot není patrný žádný trend (obr. 6).
Typ II.
Oválné až nepravidelné fluidní inkluze s různými výběžky byly uspořádány do velmi krátkých trailů nebo skupin (pozice pseudosekundárních až sekundárních inkluzí). Rozměry těchto inkluzí se pohybovaly mezi 6 a 30 μm. Parametr F se pohyboval v rozmezí od 0,40 do 0,95. Teplota Tmh měla malý rozsah od 223,9 do 245,0 °C. U inkluzí, u kterých byla zaznamenána zároveň Tmh a Thtot, došlo k tání halitu vždy před dosažením celkové homogenizace. Thtot vykázala větší rozptyl hodnot od 142 do 323 °C s homogenizací na kapalinu, přičemž většina údajů přesahovala 300 °C. Některé z inkluzí obsahovaly druhou pevnou fázi (obr. 5b), která se během zahřívání neměnila až do teplot okolo 450 °C, kdy došlo k dekrepitaci inkluze. Z toho důvodu je nebylo možné identifikovat ani pomocí Ramanovy spektroskopie. Na základě zjištěných Te mezi −58 a −48 °C jsou ve vodných fluidech obsaženy chloridy NaCl a CaCl2 (systém H2O–NaCl–CaCl2) s případným zastoupením dalších kationtů, např. K+ a Mg2+ (Borisenko 1977, 1982; Davis et al. 1990; Spencer et al. 1990). Rozsah salinit vodného roztoku je 33,1 až 34,4 hm. % NaCl ekv. (tab. 1).
Typ III.
Vzorky obsahovaly fluidní inkluze uspořádané do shluků nebo se vyskytovaly solitérně, a to jak uprostřed zrn, tak také na jejich okraji (pozice primárních inkluzí). Tyto pravděpodobně primární inkluze byly často nepravidelné, různě protažené, zaoblené či zašpičatělé. Krátké traily nebo menší klastry tvořily nepravidelné inkluze s pseudosekundárním charakterem. Velikosti fluidních inkluzí typu III. se nejčastěji pohybují mezi 10 a 40 μm, největší inkluze pak má 56 μm. Inkluze vykazují relativně variabilní poměry vodné a CO2 fáze a také plynné a kapalné fáze CO2 (obr. 5c, d). Teplota homogenizace (na kapalinu) CO2 je od +15 do +30 °C. Teploty Thtot nemohly být zjištěny z důvodu dekrepitace inkluzí před celkovou homogenizací.
Teplota TmCO2 se pohybovala v rozmezí od −58,5 do −56,6 °C. Teplota Te (mezi −30 a −23 °C) ukazuje na přítomnost vodného systému H2O–NaCl s možným zastoupením dalších iontů K+, Mg2+ a Ca2+ (Davis et al. 1990; Spencer et al. 1990). Teploty Tmice se pohybovaly od −5,0 do −0,5 °C. Tání klatrátů (Tmclat) probíhalo od 5,0 do 12,1 °C a výsledná salinita pak má hodnoty 0,7 až 8,0 hm. % NaCl ekv.
Ramanova spektrometrie tří inkluzí potvrdila přítomnost CO2 (pásy 1 159, 1 280 a 1 385 cm-1) s malým množstvím CH4 (pás 2 909 cm-1) (Urban 2021), na což ukazovala snížená teplota tání pevného CO2 (TmCO2) (tab. 1) pod hodnotu trojného bodu čistého CO2 (−56,6 °C). Obsah CH4 může být až 11 mol. % podle teplot TmCO2 a ThCO2 (Heyen et al. 1982 in Shepherd et al. 1985). Pevné fáze, které obsahovaly některé inkluze, nemohly být analyzovány z důvodu malých rozměrů těchto inkluzí. Na základě přítomnosti složek je možné tento typ definovat jako H2O–NaCl–CO2 ± CH4 ± K+ ± Mg2+ ± Ca2+.
Diskuze
Trojfázové inkluze (typ II.) s fluidním systémem H2O–NaCl–CaCl2 mají poměrně vysoké salinity, což společně s výskytem cizí pevné fáze ukazuje na velkou podobnost s povariským fluidním systémem definovaným Slobodníkem et al. (2010a, 2020). Podobně vysoké salinity (9,0/29,9 hm. % NaCl ekv.) byly zaznamenány na řadě dalších lokalit v sileziku např. Jegłova, Žulová, Stará Červená Voda a Mirotínek, avšak s nižšími Thtot (107/182 °C) zjištěnými Slobodníkem et al. (2010a).
Na druhé straně přiřazení k povariskému systému odporuje velký rozptyl Thtot, který jde do vysokých hodnot přesahujících 300 °C. Vzhledem k těmto skutečnostem a prozatím nejasnou petrografickou pozicí tohoto typu inkluzí, jako sekundárních inkluzí ve variských křemenných žilách, není možné přesnější genetické začlenění tohoto systému. Zjištěné vyšší salinity (0,3 až 15,5 hm. % NaCl ekv.) systému H2O–NaCl–CaCl2 s Thtot do 231 °C v primárních inkluzích v barytu na lokalitě Zámčisko na z. straně kry Orlíku dává Steinerová a Dolníček (2014) do souvislosti s pre-variskými procesy.
Mikrotermometrické parametry I. a III. typu inkluzí se překrývají, ale s tím, že salinita vodných fluid I. typu (obr. 6) má větší rozsah až do hodnot 19,1 hm. % NaCl ekv. Chemický systém obou těchto typů je prakticky shodný. Tyto parametry společně s přítomností dominantní plynné fáze CO2 ukazují na příslušnost s variskými systémy, které byly doposud v dané oblasti definovány a můžeme je považovat za systémy, v nichž se uplatnily metamorfní složky fluidního systému (např. Diamond 1994) generované metamorfními podmínkami, které můžeme najít jak v řadě variských, tak i alpských terénů (např. Kaindl et al. 1999; Schroyen a Muchez 2000; Sindern et al. 2012). V inkluzích III. typu bylo možné sledovat poměrně variabilní poměry vodné a CO2 fáze a také plynné a kapalné fáze CO2, což může poukazovat na zachycení heterogenního fluida nebo může jít o důsledek deformace starších inkluzí systému H2O–NaCl–CO2.
Nízkosalinní H2O–NaCl–CO2 inkluze jsou typické pro metamorfní typy fluid, byly sledovány také na jiných lokalitách v sileziku a autory byly interpretovány jako fluida produkována při variské metamorfóze (Ďurišová 1990; Fojt et al. 2007). Můžeme tedy předpokládat, že inkluze typu III. z prostoru keprnické klenby také přímo souvisí s variskou metamorfózou.
Vzácně se vyskytly inkluze (dvě), jež svou morfologií naznačují, že došlo k reekvilibraci působením naložených mladších P-T podmínek v daném prostoru, které ovlivňují vlastnosti již existující inkluze (obr. 5d). Pro reekvilibraci je příznačná velká tvarová variabilita, podle podobnosti s inkluzemi studovanými Ayllónem et al. (2003) by mohlo jít o tzv. “vlasovitou“ strukturu, která se projevuje protáhlými hrbolky vystupujícími ze stěny inkluzí (podobně také Bakker a Elburg 2006). U inkluzí postižených reekvilibrací dochází k problémům při samotné interpretaci teplotně-tlakových podmínek vzniku a na interpretaci dat z těchto inkluzí neexistuje jednotný názor (Ayllón et al. 2003; Tarantola et al. 2012). V případě námi studovaných inkluzí je možné, že v důsledku polyfázového tektonického vývoje došlo k reekvilibraci všech inkluzí, avšak bez větších změn v morfologii inkluzí. S jistotou tedy není možné říct, do jaké míry souvisí s vývojem fluid a syntektonickými žilami, které se v keprnické klenbě vyskytují, a proto nebyly zahrnuty do vyhodnocení.
Teploty vypočtené z chemického složení metamorfních biotitů (Henry et al. 2005) z okolních rul (ortorula: 688 až 699 °C a biotitická až dvojslídná rula: 616 až 643 °C) se blíží podmínkám variské metamorfózy (prográdní P-T podmínky 550 až 610 °C při tlaku 4–5 kbar byly následovány vrcholnými podmínkami ~660 °C při tlaku ~6,5 kbar) získanými pro svory z keprnické jednotky Košuličovou a Štípskou (2007). Nižší teploty (od 483 do 529 °C) získané magnetit-ilmenitovým termometrem můžeme pak přiřadit retrográdní fázi metamorfózy, protože petrografické vztahy ukazují, že oba tyto minerály jsou mladší než biotit.
Analýza možných P-T podmínek vzniku křemenných žil byla provedena s použitím izochor pro minimální a maximální Thtot fluid I. typu a izochory z mediánových dat pro fluida s CO2 (typ III.) a doplněna termickým gradientem s parametry přibližně odpovídající podmínkám v orogenu (obr. 7). Ze vztahů mezi těmito parametry je možné usuzovat, že ke vzniku křemenných žil a samotnému uzavření fluid došlo při teplotách od 190 do 300 °C a při tlacích od 90 do 160 MPa. Zatím není možné stanovit relativní stáří jednotlivých typů fluid, a tudíž jejich postavení ve vývoji vzhledem k metamorfóze. Spekulativně můžeme uvažovat, při porovnání s modelováním sytému H2O–NaCl–CO2 (např. Schmidt a Bodnar 2000), že dané podmínky by mohly zahrnovat i podmínky pro zachycení heterogenních nízkosalinních vodných fluid s CO2 (typ III.). Odvozené P-T podmínky odpovídají mnohem nižším teplotám i tlakům, než byly vrcholové podmínky metamorfózy. Takové podmínky by ukazovaly na vznik křemenných žil, inkluzí a uzavření fluid během retrográdní fáze metamorfózy.
Závěr
Prostor keprnické klenby byl během variských horotvorných procesů ovlivněn intenzivní deformací a regionální metamorfózou. Biotit z minerální asociace studovaných rul z keprnické klenby vykazuje teploty metamorfní rekrystalizace v rozmezí od 616 do 699 °C, což je v souladu s dříve zjištěnými vrcholnými podmínkami metamorfózy v této jednotce (kolem 660 °C při tlaku 6,5 kbar; Košuličová a Štípská 2007). Křemenné žíly, které byly v těchto horninách nalezeny, obsahují fluidní inkluze třech typů (L+V, L+V+S±S2 a L1+L2+V). Fluida prvního a třetího typu lze na základě jejich charakteristik a složení považovat za systémy, které byly generovány metamorfními podmínkami variské orogeneze. Tyto typy fluid byly uzavřeny v inkluzích křemenných žil za teplot 190–300 °C a tlaku 90–160 MPa. Zjištěné podmínky odpovídají podmínkám retrográdní fáze metamorfózy s nižšími teplotami a tlaky, než měly vrcholné fáze metamorfózy. Vysokosalinní typy fluid (typ II.) obsahující dceřiné minerály by mohly být označeny jako povariské, avšak jejich pozice jako sekundárních inkluzí není zřejmá, a navíc vykazují hodnoty Thtot až přes 300 °C, což zatím u povariských systémů nebylo v sileziku zjištěno.
Poděkování
Autoři děkují P. Gadasovi za zhotovení analýz na elektronové mikrosondě a K. Slavíčkovi za naměření spekter na Ramanově spektrometru. Velké poděkování patří také editorovi M. Slobodníkovi a recenzentům J. Zachariášovi a P. Pořádkovi. Studie vznikla s podporou specifického výzkumu PřF MU (TU) a DKRVO/ČGS (2018–2022) za finanční podpory projektů České geologické služby číslo 321180 (DB).
e-appx. 1: Data elektronové mikroanalýzy (EMPA) minerálů (slídy, živec, ilmenit, magnetit) z ortoruly a biotitické až dvojslídné ruly (pararula) keprnické jednotky.
e-appx. 1: Electron microanalysis (EMPA) data of minerals (mica, feldspar, ilmenite, magnetite) from orthogneiss and biotitic to two-mica gneiss (paragneiss) of the Keprník unit.
Literatura
Andersen, D. J., Lindsley, D. H. (1985). New (and final!) models for the Ti-magnetite/ilmenite geothermometer and oxygen barometer (abstract). – Transactions American Geophysical Union, 66, 18, 416.
Ayllón, F., Bakker, R. J., Warr, L. N. (2003). Re-equilibration of fluid inclusions in diagenetic-anchizonal rocks of the Ciñera-Matallana coal basin (NW Spain). – Geofluids, 3, 49–68. https://doi.org/10.1046/j.1468-8123.2003.00048.x
Bakker, R. J. (2003). Package FLUIDS 1. Computer programs for analysis of fluid inclusion data and for modelling bulk properties. – Chemical Geology, 194, 3–23. https://doi.org/10.1016/S0009-2541(02)00268-1
Bakker, R. J., Elburg, M. A. (2006). A magmatic-hydrothermal transition in Arkaroola (northern Flinders Ranges, South Australia): from diopside-titanite pegmatites to hematite-quartz growth. – Contributions to Mineralogy and Petrology, 152, 5, 541–569. https://doi.org/10.1007/s00410-006-0125-0
Bodnar, R.J. (1993). Revised equation and table for determining the freezing point depression of H2O–NaCl solutions. – Geochimica et Cosmochimica Acta, 57, 683-684. https://doi.org/ 10.1016/0016-7037(93)90378-A
Borisenko, A. S. (1977). Study of the salt composition of solutions in gas-liquid inclusions in minerals by the cryometric method. – Soviet Geology and Geophysics, 18, 11–19 (in Russian).
Borisenko, A. S. (1982). Analysis of salt content of solutions in gas-liquid inclusions in minerals using cryometric methods. – In: Laverov, N. P. (ed.): Ispolzovaniye metodov termobarogeochimiyi pri poiskach i izucheniyi rudnych mestorozhdeniy. – Nedra, 37–46 (in Russian).
Buriánek D., Kropáč, K. (2009). Vznik metamorfní minerální asociace granátovců z desenské jednotky silezika. – Geologické výzkumy na Moravě a ve Slezsku, 16, 100–108. – Dostupné na: https://journals.muni.cz/gvms/article/view/4789/3855, 16. 10. 2022.
Davis, D. W., Lowenstein, T. K., Spencer, R. J. (1990). Melting behavior of fluid inclusions in laboratory-grown halite crystals in the systems NaCl–H2O, NaCl–KCl–H2O, NaCl–MgCl2–H2O and NaCl–CaCl2–H2O. – Geochimica et Cosmochimica Acta, 54, 591–601. https://doi.org/10.1016/0016-7037(90)90355-O
Diamond, L. W. (1994). Introduction to phase relations of CO2–H2O fluid inclusions. – In: De Vivo, B., Frezzotti, M. L. (eds): Fluid inclusions in Minerals: Methods and Applications, 131–158.
Dolníček Z., Fojt B., Mašek V. (2018). Podmínky vzniku mineralizace rudních sloupů ložiska Zlaté Hory-jih: pohled ze studia fluidních inkluzí. – Bulletin Mineralogie Petrologie, 26, 1, 64–73.
Ďurišová J. (1990). Charakteristika nerostotvorného prostředí na vybraných lokalitách Jeseníků na základě studia fluidních inkluzí. – Sborník geologických věd, ložisková geologie, mineralogie, 29, 167–186.
Fojt, B., Dolníček, Z., Hoffman, V., Škoda, R., Trdlička, Z., Zeman, J. (2007). Paragenetická charakteristika ložisek Zn-Pb rud v širším okolí Horního Města u Rýmařova. – Acta Musei Moraviae, Scientiae geologicae, 92, 1–2, 3–57.
Henry, D. J., Guidotti, Ch. V., Thomson, J. A. (2005). The Ti-saturation surface for low-to-medium pressure metapelitic biotites: Implications for geothermometry and Ti-substition mechanisms. – American Mineralogist, 90, 2–3, 316–328. https://doi.org/10.2138/am.2005.1498
Cháb, J., Breitr, K., Fatka, O., Šimůnek, Z., Štorch, P., Vašíček, Z., Zajíc, J., Zapletal, J. (2008). Stručná geologie Českého masivu a jeho karbonského a permského pokryvu. – Česká geologická služba. Praha. 283 s.
Cháb, J., Mixa, P., Vaněček, M., Žáček, V. (1994). Geology of the NW part of the Hrubý Jeseník Mts. (the Bohemian massif, Central Europe). – Bulletin of the Czech Geological Survey, 69, 3, 17–26. Praha.
Chlupáč, I., Brzobohatý, R., Kovanda, J., Stráník, Z. (2002). Geologická minulost České republiky. – Academia. Praha. 436 s.
Kaindl, R., Hoinkes, G., Knoll, P., Abart R. (1999). Fluid inclusions related to Variscan and Alpine metamorphism in the Austroalpine Ötztal Basement, Eastern Alps. – Mineralogy and Petrology, 65, 29–49. https://doi.org/10.1007/BF01161575
Kontár, M. (2011). Kontrastní typy fluid v inkluzích křemenů alpské parageneze z oblasti sobotínského masivu. – Geologické výzkumy na Moravě a ve Slezsku, 18, 2, 138–142. – Dostupné na: https://journals.muni.cz/gvms/article/view/4702/3772, 16. 10. 2022.
Košuličová, M., Štípská, P. (2007). Variations in the transient prograde geothermal gradient from chloritoid-staurolite equilibria: a case study from the Barrovian and Buchan-type domains in the Bohemian Massif. – Journal of metamorphic Geology, 25, 1, 19–35. https://doi.org/10.1111/j.1525-1314.2006.00674.x
Kröner, A., Štípská, P., Schulmann, K., Jaeckel, P. (2000). Chronological constraints on the pre-Variscan evolution of the northeastern margin of the Bohemian Massif, Czech Republic. – Geological Society, 179, 175–197. https://doi.org/10.1144/GSL.SP.2000.179.01.12
Maluski, H., Rajlich, P., Souček, J. (1995). Pre-variscan, Variscan and Early Alpine thermo-tectonic history of the north-eastern Bohemia Massif: An 40Ar/39Ar study. – Geologische Rundschau, 84, 345–358. https://doi.org/10.1007/BF00260445
Menges, F. (2021). Spectragryph – optical spectroscopy software. – Dostupné na: https://www.effemm2.de/spectragryph/, 16. 10. 2022.
Mísař, Z., Dudek, A., Havlena, V., Weiss, J. (1983). Geologie ČSSR I. Český masív. – Statní pedagogické nakladatelství. Praha. 333 s.
Rajlich, P. (1993). Variská duktilní tektonika Českého masivu. – Vydavatelství Českého geologického ústavu. Praha. 172 s.
Roedder, E. (1984). Fluid inclusions. Reviews in Mineralogy, Volume 12. – Mineralogical Society of America. Washington D. C. 654 s.
Schmidt, C., Bodnar, R. J. (2000). Synthetic fluid inclusions: XVI. PVTX properties in the system H2O–NaCl–CO2 at elevated temperatures, pressures, and salinities, – Geochimica et Cosmochimica Acta, 64, 22, 3853–3869. https://doi.org/10.1016/S0016-7037(00)00471-3
Schroyen, K., Muchez, Ph. (2000). Evolution of metamorphic fluids at the Variscan fold-and-thrust belt in eastern Belgium – Sedimentary Geology, 131, 3–4, 163–180. https://doi.org/10.1016/S0037-0738(99)00133-5
Schulmann, K., Gayer, R. (2000). A model for continental accretionary wedge developer by oblique collision: the NE Bohemian Massif. – Journal of the Geological Society, 157, 401–416. https://doi.org/10.1144/jgs.157.2.401
Schulmann, K., Hartley, A., Cháb, J. (1995). Excursion guide. Post-conference excursion TMIDSR, Praha.
Shepherd, T. J., Rankin, A. H., Alderton, D. H. (1985). A Practical Guide to Fluid Inclusion Studies. – Blackie and Sons. 239 s.
Sindern, S., Meyer, F. M., Lögering, M. J., Kolb, J., Vennemann, T., Schwarzbauer, J. (2012). Fluid evolution at the Variscan front in the vicinity of the Aachen thrust. – International Journal of Earth Sciences (Geologische Rundschau), 101, 87–108. https://doi.org/10.1007/s00531-011-0662-2
Slobodník, M., Gadas, P., Všianský, D., Přichystal, A., Losos, Z. (2020). Regional low-temperature fluid flow indicated by quartz mineralization in Silesicum, NE Bohemian massif. – Geologica Carphatica, 71, 3, 233–248. https://doi.org/10.31577/GeolCarp.71.3.3
Slobodník M., Přichystal A., Gadas P., Kontár M., Morávek R. (2010a). Genetické aspekty vzniku křišťálů v sileziku, severní Morava. – Bulletin mineralogicko-petrologického oddělení Národního muzea v Praze, 18, 2, 32–42.
Slobodník, M., Přichystal, A., Morávek, R. (2010b). Geneze křemenných žil u Velké Kraše v sileziku. – Geologické výzkumy na Moravě a ve Slezsku, 17, 1–2, 166–169. Brno. – Dostupné na: https://journals.muni.cz/gvms/article/view/4757/3824, 16. 10. 2022.
Souček, J. (1978). Metamorphic Zones of the Vrbno and Rejvíz Series, the Hrubý Jeseník Mountains, Czechoslovakia. – Tschermaks Mineralogische Petrographische Mitteilungen, 25, 195–217.
Spencer, R. J., Möller, N., Weare, J. H. (1990). The prediction of mineral solubilities in natural waters: A chemical model for the Na–K–Ca–Mg–Cl–SO4–H2O system at temperatures below 25 °C. – Geochimica et Cosmochimica Acta, 54, 575–590. https://doi.org/10.1016/0016-7037(90)90354-N
Steele-MacInnis, M., Bodnar, R. J., Naden, J. (2011). Numerical model to determine the composition of H2O–NaCl–CaCl2 fluid inclusions based on microthermometric and microanalytical data. – Geochimica et Cosmochimica Acta, 75, 1, 21–40. https://doi.org/10.1016/j.gca.2010.10.002
Steinerová, L., Dolníček, Z. (2014). Fluidní inkluze v žilných mineralizacích z lomu Zámčisko (Hrubý Jeseník). – Bulletin mineralogicko-petrologického oddělení Národního muzea v Praze, 22, 2, 376–384. – Dostupné na: http://www.bullmineral.cz/paper/download/104/fulltext, 16. 10. 2022.
Sterner, S. M, Hall, D. L., Bodnar, R. J. (1988). Synthetic fluid inclusions. V. Solubility relations in the system NaCl–KCl–H2O under vapour-saturated conditions. – Geochimica et Cosmochimica Acta, 52, 989–1005. https://doi.org/10.1016/0016-7037(88)90254-2
Suess, F. E. (1912). Die Moravischen Fernster und ihre Beziuhung zum Grundgebirge des Hohen Gesenkes. – In: Hölder, A. (ed): Denkschriften der Mathematisch-Naturwissenschaftlichen Klasse der Kaiserlichen Akademie der Wissenschaften, 88, 541–631. Wien.
Svoboda, J., Beneš, K., Dudek, A., Holubec, J., Chaloupský, J., Kodym ml., O., Malkovský, M., Odehnal, L., Polák, A., Pouba, Z., Sattran, V., Škvor, V., Weiss, J. (1964). Regionální geologie ČSSR, Český masív, Krystalinikum. – Ústřední ústav geologický. Praha. 377 s.
Štelcl, J. (1950). Příspěvek k poznání petrografie severovýchodní části keprnické klenby. – MS, disertační práce. Přírodovědecká fakulta Masarykovy univerzity. Brno.
Štípská, P., Schulmann, K., Thompson, A. B., Ježek, J., Kröner, A. (2001). Thermo-mechanical role of a Cambro-Ordovician paleorift during the Variscan collision: the NE margin of the Bohemian Massif. – Tectonophysics, 332, 239–253. https://doi.org/10.1016/S0040-1951(00)00259-6
Tarantola, A., Diamond, L.W., Stünitz, H., Thust, A., Pec, M. (2012). Modification of fluid inclusions in quartz by deviatoric stress. III: influence of principal stresses on inclusion density and orientation. – Contributions to Mineralogy and Petrology, 164, 537–550. https://doi.org/10.1007/s00410-012-0749-1
Urban, T. (2021). Metamorfní žíly a metamorfóza ve vrcholové části keprnické klenby. – MS, bakalářská práce. Přírodovědecká fakulta Masarykovy univerzity. Brno.
Van Breemen, O., Aftalion, M., Bowes, D. R., Dudek, A., Mísař, Z., Povondra, P., Vrána, S. (1982). Geochronological studies of the Bohemian Massif, Czechoslovakia, and their significance in the evolution of Central Europe. – Transactions of the Royal Society of Edinburgh: Earth Sciences, 73, 2, 89–108. https://doi.org/10.1017/S0263593300009639