MASARYKOVA UNIVERZITA V BRNĚ Přírodovědecká Fakulta

Home , Tusionite

MASARYKOVA UNIVERZITA V BRNĚ Přírodovědecká fakulta

Karel BREITER

Vývoj fosforem bohatého peraluminického magmatu Granitový systém Podlesí v Krušných horách

Disertační práce

Školitel: Prof. Dr. Milan Novák, CSc. Brno, 2005

Bibliografická identifikace

Jméno a příjmení autora: Karel Breiter

Název disertační práce: Vývoj fosforem bohatého peraluminického magmatu

Název disertační práce anglicky: Evolution of phosphorus-rich peraluminous magma

Studijní program: geologie

Studijní obor (směr), kombinace oborů: petrologie

Školitel: Prof. Dr. Milan Novák, CSc.

Rok obhajoby: 2005

Klíčová slova v češtině: granit, fosfor, petrologie, mineralogie, geochemie

Klíčová slova v angličtině: granite, phosphorus, petrology, mineralogy, geochemistry

Abstrakt Granitový peň na Podlesí představuje extrémně frakcionovaný, peraluminický, fluorem, lithiem a fosforem bohatý granitický systém. Jeho magmatický vývoj kombinuje prvky typické pro porfyrové intruze, vzácnoprvkové granity a komplexní pegmatity. Protože na Podlesí prakticky chybí post-magmatické hydrotermální alterace, je zde možno rekonstruovat magmatický vývoj systému lépe než na většině jiných intruzí rudonosných granitů ve světovém měřítku. Geologické, petrologické a mineralogické údaje dokládají vývoj granitů na Podlesí procesem magmatické frakcionace granitické taveniny obohacené vodou, fluorem, fosforem a lithiem. Zonalita krystalů křemene, K-živce, Fe-Li slídy, topazu a zirkonu dokládají složitý proces několikaetapové krystalizace přerušované epizodami resorpce. Ostré chemické změny ve složení jednotlivých zón v krystalech dokládají změny ve složení taveniny, změny v textuře hornin odráží změny p-T podmínek krystalizace. Opakované otevření systému doložené brekciacemi vedlo k přerušení rovnovážné krystalizace. Změny tlaku a jimi podmíněné změny teploty vedly k nerovnovážné krystalizaci z podchlazené taveniny. Vývoj systému lze popsat následujícím modelem: 1. Intruze mateřské taveniny do relativně mělké (subvulkanické) hloubky, nahromadění vody a mobilních prvků ve svrchní části intruze, krystalizace stockscheideru, oddělení vodného fluida od silikátové taveniny, vzrůst tlaku fluid nad tlak litostatický, explozivní brekciace fylitového nadloží a únik borem bohatých fluid, turmalinizace nadložních fylitů. 2. Granitový tmel brekcie krystalizoval z taveniny chudé na fluida a mobilní prvky. Pod tímto rychle vzniknuvším „špuntem“ se tavenina ve svrchní části systému opět začala obohacovat fluidy migrujícími z centra intruze v hloubce a krystalizoval albit- protolithionitový granit pně. Probíhající frakční krystalizace posléze vedla ke vzniku malého množství reziduální taveniny ještě více obohacené vodou, P, F a Li. Když se ve vykrystalizované svrchní části taveniny objevily první kontrakční trhliny, byla do nich reziduální tavenina vtlačena ve formě plochých žil. Větší žíly krystalizovaly od spodního kontaktu jako albit-zinnwaldit-topazový granit. Po krystalizaci asi 80 % objemu žíly došlo znovu k oddělení vodného fluida od taveniny, tlak fluid opět převýšil tlak litostatický a došlo ke druhému otevření systému. 3. Únik fluid znamenal prudký pokles tlaku a následně i teploty. Z podchlazené taveniny krystalizovaly vrstevnaté a usměrněné textury svrchní části žil. Následná brekciace žilné výplně dokládá ještě třetí epizodu otevření systému 4. Zbytky reziduální taveniny stmelily klasty vnitrožilné brekcie. 5. Slabá greisenizace podél ojedinělých strmých puklin.

Abstract The Podlesí granite stock is an extremely fractionated, peraluminous, F-, Li- and P-rich Sn, W, Nb, Ta-bearing rare-metal granite system. Its magmatic evolution combined features typical for porphyry intrusions, rare-metal granites with those typical for rare metal pegmatites. Lack of post-magmatic alteration made possible to reconstruct magmatic evolution of the system much better as on similar granite intrusions elsewhere. Geological, textural and mineralogical data confirmed evolution of the Podlesí granites from fractionated granitic melt progressively enriched in water, fluorine, phosphorus, lithium etc. Quartz, K-feldspar, Fe-Li-mica, topaz and zircon bear evidence of multistage crystallisation alternated with episodes of resorption. Changes in chemical composition between individual crystal zones and/or populations give evidence of evolution of chemical composition of the melt; changes in rock textures mirrored the changes in pT conditions of crystallisation. Opening of the system several times interrupted equilibrium crystallisation. Decrease of pressure followed with decrease of temperature resulted in episodes of non- equilibrium crystallisation. Following model was developed based on models by Webber (1997) and London (1999) for layered aplite-pegmatite bodies in combination with three texturally and mineralogically well evidenced episodes of the system opening: I. Emplacement of parental melt into shallow level, enrichment of water and fluxes in the top of the magma body, crystallisation of the stockscheider, overpressurisation due to secondary boiling, 1st opening, brecciation of the overlying phyllites and escape of boron-enriched fluids. II. Granitic matrix of the breccia crystallised from a volatile-poor melt. Beneath rapidly crystallised “cork”, water and fluxes became again slowly enriched and albite-protolithionite-topaz granite crystallised. Subsequent pronounced crystallisation of parental melt produced a small amount of a more F-P-Li- and water-rich residual crystal mush. When the upper part of the stock had crystallised and cooled sufficiently to allow opening of brittle structures, this residual magma penetrated upward forming a set of flat dykes. Crystallisation inside the major dyke proceeds from the bottom. When more than 80 vol % of the dyke magma crystallised, the pressure of exsolved water inside the dyke overcame the lithostatic pressure and cohesion of surrounding rocks, 2nd opening, propagation of existing cracks or opening of new cracks started. III. The fluid escaped, the sudden adiabatic decrease in pressure rapidly decreased temperature and layered aplite-like rock and Kfs-dominated UST crystallised from the undercooled melt. When crystallised rock effectively stopped the joints, the inner pressure again rises, followed by adiabatic rise of temperature, 3rd opening, brecciation of the dyke fill. IV. Residual magma cemented the intra-dyke breccia fragments. V. Weak greisenisation along steep fisures.

Obsah

Abstrakt Abstract Obsah Úvod……………………………………………………………………………………………7 1. Regionální souvislosti krušnohorských peraluminických fosforem bohatých granitů……...8 1.1 Geologická pozice……………………………………………………………………….…8 1.2 Typy granitů………………………………………………………………………………..9 1.3 Petrografie……...…………………………………………………………………………11 1.4 Geochemie………………………………………………………………………………..12 1.5 Geochronologie…...………………………………………………………………………12 1.6 Mineralizace spjaté s granity…………………………………………………………… 13 2. Extrémně frakcionovaný granitový systém Podlesí: petrologická a mineralogická data.....14 2.1 Geologie…………………………………………………………………………………..15 2.2 Petrografie, výzkum textur………………………………………………………………..15 2.3 Geochemie………………………………………………………………………………..21 2.4 Minerály…………………………………………………………………………………..24 2.4.1 Alkalické živce…………………………………………………………………………24 2.4.2 Křemen………………………………………………………………………………….27 2.4.3 Slídy…………………………………………………………………………………….27 2.4.4 Topaz……………………………………………………………………………………29 2.4.5 Zirkon…………………………………………………………………………………..30 2.4.6 Apatit a další fosfáty……………………………………………………………………32 2.4.7 Rudní menerály…………………………………………………………………………35 3. Extrémně frakcionovaný granitový systém Podlesí: diskuse a interpretace…………..…...44 3.1 Geologické znaky…………………………………………………………………………44 3.2 Vznik specializované taveniny……………………………………………………………44 3.3 Zonalita horninotvorných minerálů………………………………………………………45 3.4 Vysoká saturace fluorem………………………………………………………………….45 3.5 Saturace borem……………………………………………………………………………45 3.6 Etapy magmatické brekciace…………………………………………………...………...46 3.7 Vznik plochých žil………………………………………………………………………..47 3.8 Magmatická vrstevnatost…………………………………………………………………47 3.9 Reakce mezi granitem a vodnými fluidy…………………………………………………49 3.10 Únik vodných fluid do exokontaktu…………………………………………………….49 3.11 Modely…………………………………………………………………………………..50 Literatura……………………………………………………………………………………...51 Seznam přiložených autorových publikací…………………………………………………...57 Seznam dalších autorových publikací se vztahem k tématu………………………………….58

Přílohy

Úvod Názory na vznik vysoce frakcionovaných rudonosných granitů prošly v minulém století složitým vývojem doprovázeným bouřlivými diskuzemi mezi zastánci jejich v principu magmatického vers. metasomatického vzniku. Krušné hory jako klasická oblast výzkumu granitů a s nimi spjaté cínové mineralizace hrály v těchto diskusích podstatnou roli. Předkládaná práce shrnuje autorovy výzkumy fosforem bohatého granitového systému v Podlesí v západních Krušných horách v letech 1982-2005. Je zde podán stručný přehled regionálně geologických, petrografických, geochemických a mineralogických výsledků a jejich interpretace. Přiloženy jsou kopie deseti nejvýznamnějších autorových publikací z tohoto oboru. V originálech publikací najde čtenář rozsáhlejší argumentaci a diskuzi autorových názorů. V textu jsou citace těchto publikací zvýrazněny barevně. Seznam dalších autorových publikací vážících se k tématu je též připojen na konci textu.

1. Regionální souvislosti krušnohorských peraluminických fosforem bohatých granitů

Granity Krušných hor jsou, zejména pro svoji zjevnou spojitost s cínovou mineralizací, podrobně petrograficky a chemicky zkoumány od poloviny 19. století a jsou v oboru rudonosných granitů (rare-metal granites) tou nejklasičtější světovou provincií. Již Hochstetter (1856) a Laube (1866) rozpoznali ve Slavkovském lese a v Krušných horách granity dvou základních typů – starší nerudonosné granity „horské“, a mladší rudonosné granity „krušnohorské“. Detailní mikroskopické zpracování granitů nejdeckého masivu přivedlo Teuschera (Teuscher 1936) k představě o „autometasomatose“, tedy přeměně granitů v postmagmatickém stádiu vlivem kogenetických hydrotermálních roztoků. Během hydrotermální přeměny měly vznikat zejména albit na úkor plagioklasu a topaz. Podle představ Teuschera vznikly všechny „krušnohorské“, tedy rudonosné granity, hydrotermální přeměnou granitů horského typu. Teorie autometasomatosy pak zásadním způsobem ovlivnila genetickou intepretaci frakcionovaných granitů na celém světě po dobu více než 50ti let (např. Štemprok 1986, Tischendorf 1989). Z Teuschera v podstatě vycházel Beus (Beus a Zalaškova 1962) ve své teorii albitizace, která v myslích některých granitologů přežívá do současnosti. Po r. 1970 přinesly regionální prospekční (Absolonová a Matoulek 1971, Štemprok 1971, 1980, Breiter 1985) a geochemické práce (Čadková 1984) nový pohled na stavbu krušnohorských granitových plutonů (Breiter 1986, Breiter et al. 1987). Na řadě míst byly nalezeny brekcie tmelené granity a byl prokázán jejich magmatický původ (Jarchovský a Pavlů 1991, Seltmann et al. 1987, 1992, Gottesmann et al. 1994). Podařilo se rozlišit dva typy cínonosných granitů, a to typ výrazně peraluminický (bohatý fosforem), a typ jen slabě peraluminický, chudý fosforem, ale bohatý HFSE (Breiter et al. 1991, Breiter 1994). Rudonosné granity bohaté fosforem jsou svým výskytem omezeny na Slavkovský les a nejdecký masiv, v saské části Krušných hor jsou zastoupeny v oblasti Ehrenfriedersdorfu (Hösel 1994). Nejvyšší obsahy fosforu a nejkomplexnější doklady o vývoji silně frakcionovaných F, P, Li-bohatých magmat lze studovat v drobném granitovém pni na Podlesí (Breiter 2002, Breiter et al. 2005).

1.1 Geologická pozice Krušnohorské antiklinorium rozložené v SV-JZ podél česko-saské hranice je součástí jednotky Saxothuringika. Osa antiklinoria zapadá k JZ, takže směrem od SV k JZ vystupují na dnešní povrch tři stratigraficky odlišné jednotky: proterozoické pararuly na SV, pozdně proterozoické až kambrické svory v centru a ordovické fylity a kvarcity na JZ. Všechny tyto jednotky jsou intrudovány pozdně karbonskými granity. Zatímco na JZ vystupují do značné míry erodované větší plutony (nejdecký masiv, masiv Kruda), ve střední a východní části vystupují drobné granitové pně. Na řadě míst ve střední části Krušných hor byly granity navrtány v hloubce několika stovek metrů pod krystalinikem. V rámci větších intruzí lze rozlišit několik mineralogicko-texturních facií. Nakolik jsou různé facie samostatnými intruzemi nebo pouze variacemi v rámci jedné intruze, bylo tématem mnoha diskuzí. Existence jednotného krušnohorského plutonu byla předpokládána Watznauerem (Watznauer 1954), později byla nahrazena představou o třech dílčích plutonech – východním, středním a západním (Tischendorf 1969). Recentní geochemické a petrologické interpretace dokládají existenci řady dílčích magmatických center s individuálním vývojem a nestejným stářím (Breiter et al. 1999, Förster et al. 1999). Na základě gravimetrického mapování dosahuje granitový pluton největší mocnosti v okolí Karlových Varů, a to přes 10 km. Z hlediska tíže je však celé krušnohorské antiklinorium velmi „lehké“, tzn. prostoupené granitoidy (a ortorulami).

Ve vých. části Krušných hor byl vývoj granitového plutonu přerušen vulkanickou činností a kolapsem teplické kaldery.

Obr. 1 Schematická mapa rozšíření granitových typů v Krušných horách a Slavkovském lese (podle Breiter a Sokol 1997, upraveno)

1.2 Typy granitů Variské granity Krušných hor a Slavkovského lesa jsou tradičně děleny do dvou velkých sérií: starší intruzivní komplex (OIC, dříve „horské granity“) je tvořen zejména biotitickými monzogranity (Loket, Nejdek, Fláje), kdežto mladší intruzivní komplex (YIC, dříve „krušnohorské granity“) je budován Li-biotitovými syenogranity s topazem až albit- zinnwaldit-topazovými alkalickoživcovými leukogranity (Krudum, Nejdek-Eibenstock, Cínovec, Krupka). Toto rozdělení bylo opakovaně potvrzeno jak mapováním v terénu, tak petrografickými, mineralogickými a chemickými daty (Laube 1876, Lange et al. 1972, Štemprok 1986, Tischendorf 1989, Breiter et al. 1991, Förster and Tischendorf 1994, Förster et al. 1999). Dvojslídné granity jsou v krušnohorské oblasti dosti vzácné – prakticky jsou omezeny pouze na tzv. „přechodné granity“, tedy jednotku vyčleněnou Fialou (1968) ve Slavkovském lese jako spojovací článek mezi OIC a YIC. V minulém desetiletí se podařilo v obou výše uvedených hlavních jednotkách rozlišit dvě intruzivní serie s rozdílnou chemickou charakteristikou (obr. 2, tab. 1, Breiter et al. 1999): • silně peraluminické granity (A/CNK=1.1-1.3) s trendem k obohacování fosforem a ochuzováním HFSE a HREE, • slabě peraluminické granity (A/CNK=1.0-1.1) s velmi nízkým obsahem fosforu, vyššími obsahy HFSE a HREE a těsným vztahem k vulkanické aktivitě.

•

Obr. 2 Graf Rb vers. Ce+Th+Zr zřetelně odlišuje dvě geochemicky odlišné suity granitů Krušných hor (Breiter 1994)

Tab. 1 Srovnání tradičního a chemického klasifikačního schematu krušnohorských granitoidů s příklady typických plutonických těles Tradiční Chemická klasifikace Klasifikace ze Petrografická klasifikace Slabě 70. let klasifikace Silně peraluminické Laube 1876 peraluminické Starší OIC/S OIC/I Gebirgsgranit intruzivní Biotitický Nejdek, Fláje Kirchberg komplex - monzogranit Loket

Horský granit OIC v Slavkovském Lese Starší (jalový) intruzivní OIC/TG komplex - Dvojslídný Bergen žádný zástupce OIC/TG granit Kfely přechodné ve Slavkovském lese typy Mladší YIC/S YIC/A Erzgebirgs- intruzivní Dvojslídný

granit komplex - granit Eibenstock Sadisdorf YIC/MG s oligoklasem Nejdek Cínovec Krušnohorský okrajové typy Třídomí, Milíře a (Zinwald) granit Mladší Ab-Bt granit až Čistá Krupka intruzivní Ab - Li-slída - ve Slavkovském lese Seiffen (rudonosný) komplex – Tp granit Ehrenfriedersdorf Gottesberg YIC

1.3 Petrografie

Skupina silně peraluminických granitů Starší granity tohoto geochemického typu (OIC) jsou rozšířeny v celém regionu. Jsou to převážně středně až hrubě zrnité granodiority a monzogranity až biotitické nebo ojediněle dvojslídné monzogranity přev. šedé barvy. Jsou složeny z křemene, zonárního sericitizovaného plagioklasu An15-35, poikilitického K-živce, biotitu, podřízeně muskovitu a akcesorického zirkonu a apatitu. V okolí Lokte je rozšířena facie s až 10 cm velkými perfektně omezenými vyrostlicemi ortoklasu („karlovarskými dvojčaty“). Místy jsou tyto granity postiženy kataklázou. Malé pně dvojslídných leukogranitů v záp. části nejdeckého masivu s nízkým obsahem akcesorií jsou nejmladšími produkty frakcionace OIC-magmatu. Přechodné granity (TG, „transitional“) vymezené ve Slavkovském lese Fialou (1968) jsou vyvinuty v několika dvojslídných faciích, od hrubozrnné (facie Kynžvart), přes drobnozrnnou porfyrickou (facie Třídomí a Doubí) po středně zrnitou (facie Kfely). Hlavními akcesoriemi v tomto typu granitů jsou apatit, zirkon, turmalin, ortit a rutil. V Sasku lze k tomuto typu granitů přiřadit dvojslídný granit bergenský obsahující i cordierit. Nejstarším granitem YIC typu v nejdecko-eibenstockém masivu jsou drobnozrnné výrazně porfyrické granity typu Bílá skála v Čechách a Krinitzberg a Waldfischkopf v Sasku, které se vyskytují v blízkosti kontaktů plutonu nebo tvoří až stovky metrů velké xenolity v mladších intruzivních fázích plutonu. Jsou složeny z vyrostlic K-živce a kapkovitého křemene v základní hmotě tvořené křemenem, K-živcem, zonárním plagioklasem An10-15, biotitem, muskovitem a andalusitem. Tento granit je interpretován jako první produkt příkontaktní krystalizace YIC-magmatu („carapace granite“). Hlavní intruzivní fázi nejdeckého plutonu tvoří hrubě (místy až středně) zrnité převážně neporfyrické granity růžové barvy. Pro všechny jejich variety je typická přítomnost kapkovitého křemene a podstatného množství topazu. Podle stupně frakcionace lze rozlišit: - relativně méně frakcionované syenogranity s biotitem, oligoklasem a nižším obsahem topazu v JZ části plutonu - silně frakcionované alkalickoživcové granity s albitem, protolithionitem a více než 1% topazu v centrální části plutonu a na SV v blatenském masivku. Zda jmenované dva typy představují dva následné magmatické pulzy anebo jsou vyjádřením zonality v rámci jediné intruze, není, vzhledem k neexistenci výchozů s kontakty, jasné. Nejmladší intruzivní fází YIC jsou drobné pně albit-zinnwaldit-topazových granitů s indiciemi a ložisky cínové (+W, Nb, Ta) mineralizace. Sem patří kopule u Krásna a Horního Slavkova a peň u Podlesí. Skrytá tělesa tohoto typu jsou předpokládána v podloží cínových ložisek u Rolavy a Přebuzi v nejdeckém masivu.

Slabě peraluminické granity Jediným tělesem ze skupiny OIC se slabě peraluminickým chemismem je kirchberský masiv v Sasku. Je budován převážně středně zrnitým porfyrickým biotitickým granitem, pozdní fáze tvoří drobnozrnné aplitické granity. Slabě peraluminický charakter mají i vulkanity a subvulkanity teplické (či altenberské) kaldery, většinou označované jako „teplický ryolit“ (Jiránek 1987, Breiter 1997, Breiter et al. 2001). Plocha kaldery je asi 35x10 km, mocnost vulkanické výplně ve stření a vých. části přesahuje 1000 m. Výplň kaldery tvoří 5 explozivních a efuzivních fází (detailně viz Breiter et al. 2001, Müller et al. 2005). Po kolapsu kaldery následovala etapa subvulkanických ringových žil (granitových porfyrů) a posléze intruze frakcionovaných granitů cínoveckého typu.

Slabě peraluminické post-kalderové granity tvoří několik fází: starší jsou biotitické granity s topazem masivu Schellerhau v Sasku a masivku Preiselberg v Čechách, celá magmatická sekvence končí intruzí subvulkanických pňů albit-zinnwaldit-topazových granitů v Altenbergu, Cínovci, Preiselbergu a Knotlu. Charakteristickým znakem těchto granitů jsou vyšší obsahy zirkonu, monazitu, thoritu, xenotimu, uraninitu, pyrochloru a dalších minerálů REE a Nb-Ta (Cocherie et al. 1991, Johan and Johan 1994, 2005).

1.4 Geochemie Chemismu krušnohorských granitů bylo věnováno velké množství prací. Jejich vypovídací hodnota byla logicky poplatná úrovni analytické chemie, jak do přesnosti stanovení, tak do množství reálně zpracovatelných vzorků (Lange et al. 1972, Jarchovský a Štemprok 1979, Štemprok 1986, Tischendorf 1989). Pro pochopení prostorového vývoje plutonů měly zásadní význam regionální prospekční akce při nichž byly analysovány stovky vzorků. V nejdeckém masívu pracovali Absolonová a Matoulek (1971), ve Slavkovském lese Štemprok (1971, 1980), v blatenském masivku Breiter (1985). Ač tyto akce byly provoplánově prospekční a sledovaly nahromadění Sn (a některých „indikačních“ prvků jako Li a F), jejich následná statistická reintepretace (Breiter 1986) stála na počátku dnešního chápání vývoje krušnohorských plutonů (Breiter et al. 1991, Förster and Tischendorf 1994, Förster et al. 1999, Breiter et al. 1999). Oba geochemické typy granitů OIC odpovídají zhruba (high-K)-alkalicko vápenatým granitům. Jejich frakcionace je vyjádřena vzrůstem obsahů Si a poklesem Ti, Mg, Fe, Ca, Sr, Ba, Zr. Obsahy litofilních elementů (Li, Rb, F) se zvyšují pouze málo. Slabě peraluminický kirchberský masiv se odlišuje poněkud vyššími obsahy REE, Th, U a Zr při identickém SiO2. V YIC-granitech je vývoj makrochemismu obou geochemických skupin podobný: postupně roste Al, Na a F, a ubývá Si. Obsahy Ti, Mg, Fe, Ca jsou stabilně nízké. Podstatný rozdíl je v obsazích fosforu. V silně peraluminických granitech obsah fosforu systematicky stoupá (0.3-1.5% P2O5) a tyto granity lze zjednodušeně označit jako „fosforové“. Ve slabě peraluminických granitech je obsah fosforu naopak stabilně velmi nízký – pod 0.05% P2O5. Obsah fosforu má samozřejmě vliv na krystalizaci akcesorických minerálů a tím na chování řady stopových prvků během frakcionace. Zatímco vzrůst obsahů litofilních prvků (Li, Rb, Cs, F) a prvků Sn, W, Nb, Ta a U je pro oba chemické typy granitů společný, v chování Zr, Th a REE je propastný rozdíl. V peraluminických a tedy fosforových granitech obsahy Zr, Th a REE klesají, ve slabě peraluminických bezfosforových granitech rostou. Stupeň frakcionace krušnohorských granitů je velmi vysoký – Rb/Sr od 1 do více než 100, Zr/Hf od 40 do 10, U/Th od 0.1 do 10. Téměř všechny silně frakcionované granity prošly pozdně- až post-magmatickou interakcemi s fluidy, které popsané frakcionační trendy ještě zvýraznily.

1.5 Geochronologie Dosud není k dispozici uspokojivý soubor věrohodných geochronologických údajů. V principu jsou k dispozici data získaná metodami Rb/Sr v horninách, Ar/Ar ve slídách a U- Th-Pb v monazitech a uraninitech, která jsou v příkrém vzájemném rozporu (viz tab. 2). Z jejich srovnání vyplývá nadále neudržitelnost dat Rb/Sr a poměrně pomalé ochlazování (převážně subvulkanických!) pozdních rudonosných intruzí.

Tab. 2 Geochronologické údaje pro granitoidy Krušných hor granit metoda stáří (Ma) citace Kirchberg Rb/Sr 309.4±3.8 Gerstenberger et al. 1995 Bergen Rb/Sr 312.8±7 Gerstenberger et al. 1995 Eibenstock, hlavní facie Rb/Sr 305±4 Velichkin et al. 1995 Eibenstock, pozdní facie Rb/Sr 299±6 Velichkin et al. 1995 Eibenstock, různé facie Th-U-Pb kolem 320 Förster, ústní sdělení Ehrenfriedersdorf, různé facie Rb/Sr 291 - 317 Gerstenberger et al. 1995 Altenberg, žulový porfyr Ar/Ar 307-309 Seltmann and Schilka 1995 Podlesí, různé facie Ar/Ar 309.7 – 312.0 Scharbert, nepubl. Podlesí, různé facie Th-U-Pb 320 Förster, nepubl.

1.6 Mineralizace spjaté s granity Krušné hory a Slavkovský les jsou nejklasičtější oblastí cínové mineralizace na evropském kontinentu a tomu odpovídá i nepřeberné množství literatury počínaje polovinou 19. stol. (např. Laube 1866) do nedávné minulosti (přehled citací např. v Breiter and Seltmann 1995, Hösel 1998). Diskuse různých aspektů této mineralizace, jako např. vazba ložisek na určité intruze, látkový zdroj mineralizací, podíl magmatických a hydrotermálních procesů na dnešním stavu mineralizací, je mimo možnosti a rozsah tohoto stručného přehledu. Proto zde budou uvedeny jen hlavní typy cínové (+W, Nb, Ta, Li) mineralizace: • Sn-W zinnwaldit-topazové greiseny ve vrchlících kopulí nejmladších intruzí složitých granitových masivů. Greisenizace v různé míře postihuje celý objem horniny, charakteristické jsou vysoké obsahy vzácných alkálií (Li, Rb, Cs) a fluoru. Tento typ mineralizace je vázán na oba geochemické typy granitů. V silně peraluminických masivech se mineralizované kupole vyskytují jak v subvulkanické (Krásno, Jarchovský and Pavlů 1991), tak v plutonické (Ehrenfriedersdorf, Geyer, Seltmann 1995) pozici. V slabě peraluminických granitech jsou mineralizace známy pouze v subvulkanické pozici s intenzivně vyvinutým hydrofracturingem (Cínovec), • Sn-W muskovit-topazové graiseny (bez Li) s Cu-sulfidy a intensivní brekciací jsou vyvinuty výhradně v subvulkanických pních a žilných rojích slabě peraluminických granitů (Seifen, Gottesberg, Gottesman et al. 1994), • Sn muskovitické greiseny žilné morfologie (Li, Rb, Cs, F-chudé) jsou typické pro nejdecko-eibenstocký pluton. Vznikly okolopuklinovou greisenizací působením fluid vystupujících ze skrytých intruzí více frakcionovaného magmatu (Rolava, Přebuz), • malé převážně W-nosné muskovitické greiseny v apikálních částech středně frakcionovaných facií silně peraluminických granitů nejdeckého masivu (Vykmanov, Štemprok 1984, Hubertky u Božího Daru, Absolonová a Pokorný 1983), • křemenné žíly s wolframitem v pozdních diferenciátech granitů OIC, a to jak silně peraluminických (Rotava v nejdeckém masivu), tak slabě peraluminických (Kirchberg). Recentní studie isotopické a fluidních a taveninových inkluzí předpokládají pozdně- magmatický až raně post-magmatický vznik mineralizací se zdroji Sn a W v granitu samém. Hydrotermální procesy se vzdálenými (hlubinnými) zdroji kovů jsou méně pravděpodobné (srovnej Breiter et al. 1999).

2. Extrémně frakcionovaný granitový systém Podlesí Většina pozdních rudonosných intruzí granitů obou geochemických typů byla postižena intenzivními reakcemi s pozdně-magmatickými fluidy – greisenizací. Granitový systém Podlesí je vyjímkou. Z ne zcela jasných důvodů zde interakce s fluidy byla minimální a celý systém je zachován ve své magmatické podobě. Je tak ideálním místem pro studium magmatické etapy vývoje rudonosných intruzí a byl cílem mezinárodních exkurzí v letech 1993 (Breiter and Seltmann 1993), 1995 (Breiter and Seltrmann 1995), 1998 (Breiter 1998) a 2001 (Breiter 2001).

Obr. 3 Geologická mapa granitového pně Podlesí (Breiter 2002)

2.1 Geologie Granitový peň Podlesí se nachází v západní části Krušných hor, 2 km sv. od obce Potůčky (obr. 3). Geologicky patří k nejdeckému masivu, jehož je nejsilněji frakcionovanou dílčí intruzí. Okolí pně je tvořeno jednak ordovickými chlorit-sericitickými fylity s vložkami kvarcitů a metabazitů, jednak biotitickými granity, relativně starší součástí nejdeckého masivu. Intruzivní kontakt granitového pně s fylity je ostrý. Fylity byly do vzdálenosti několika desítek až prvních stovek metrů kontaktně metamorfovány do facie protolithionit- topazových rohovců a turmalinizovány. Biotitický granit byl muskovitizován a sericitizován do vzdálenosti 5-25 metrů od kontaktu. Vnitřní stavba granitového pně byla studována pomocí několika vrtů do maximální hloubky 350 metrů. Původně (Lhotský et al. 1988, Breiter 1997a,b) byla vnitřní stavba pně interpretována jako jednoduchá kupole. Nové vrty provedené v letech 2000-2001 dokládají složitější, jazykovitou stavbu tělesa (obr.4). Těleso koření pravděpodobně na jz. straně a směrem vzhůru a k sv. se rozděluje do dvou jazykovitých proniků. Tato interpretace je kromě vrtných výsledků podporována i gravimetrickými daty (Pokorný et al. 1985), která předpokládají strmý úklon jz. kontaktu pně, kdežto na v. a sv. je tíhový gradient nevýrazný. Kromě toho z pně vybíhá do nadložních fylitů několik žilných apofyz o mocnosti do 20-30 cm. Hlavní horninou pně je albit-protolithionit-topazový granit (pro zjednodušení dále nazývaný jako granit pně), který lze rozdělit do dvou facií. „Horní“ facie buduje cca nejvyšších 30-40 m pně. Je jemnozrnná a porfyrická. Tato facie reprezentuje rychle utuhlou okrajovou část primární taveniny. „Spodní“ facie budující převážnou část pně je středně zrnitá, neporfyrická. Tato facie krystalizovala pomaleji z taveniny obohacené fluidy a volatiliemi. Nejvyšší část pně je současně lemována cca 50 cm mocnou vrstvou okrajového pegmatitu (stockscheideru). V nejvyšších 100 metrech pně je granit pně prorážen sérií plochých žil albit-zinnwaldit- topazového granitu (žilného granitu). Geologická pozice žil je dobře dokumentována ve výchozech i ve vrtech (obr.3, 4). Svrchní i spodní kontakt žil je ostrý a generelně plochý a rovinný, v detailu však s mírnými nerovnostmi. Max. zjištěná mocnost žíly je 7 m (ve starém lomu, obr. 6). V nejmocnější žíle byly zjištěny výrazné textury magmatické vrstevnatosti a orientovaného růstu krystalů. Jedna cca 5 cm mocná vrstva orientovaných krystalů ortoklasu byla zjištěna i v granitu pně v nadloží opuštěného lomu. Indicie nedokonale vyvinutých orientovaných textur byly pozorovány též v těsném podloží stockscheideru. Post-magmatické hydrotermální procesy (greisenizace) působily na lokalitě jen velmi omezeně. Strmé biotitické okolopuklinové greiseny cm mocnosti byly zjištěny ojediněle v celém vertikálním vrtném profilu. Nejvyšší plochá žíla „žilného“ granitu byla přeměněna na bílý křemenný (+Li-slída, topaz, wolframit) greisen.

2.2 Petrografie, textury Biotitický granit Zastižený granit je převážně středně, místy až hrubě zrnitý, výrazně porfyrický. Množství vyrostlic pertitického ortoklasu je proměnlivé, obecně se zmenšuje směrem dolů. Granit se sestává z hypautomorfního až automorfního lamelovaného plagioklasu (albitu), hypautomorfního až xenomorfního pertitického K-živce, xenomorfního křemene a tmavé slídy. Slída odpovídá většinou biotitu, v blízkosti kontaktů s granitem pně dosahuje až chemismu protolithionitu. Apatit je v hornině hojný, topaz spíše jen akcesorický. Slída obsahuje řadu radioaktivních inkluzí, zejména monazitu a zirkonu. Vlivem mladší intruze granitu pně je biotitický granit s proměnlivou intensitou alterován. V celém jeho rozsahu došlo k různě intensivní sericitizaci živců, místy k růstu vějířů sekundárního muskovitu.

Obr. 4 Idealizovaný řez granitovým tělesem Podlesí a hlavní plochou žilou (Breiter et al., v tisku)

Obr. 5 Textury granitoidů z Podlesí: A-raná brekcie, B-stockscheider, C-zona usměrněné krystalizace s převahou ortoklasu, D-usměrněná zona s převahou křemene a zinnwalditu.

Obr. 6 Schematický řez plochou žilou zinnwalditového granitu (Breiter 2002)

Obr. 7 Fotografie a schema pozdní brekcie v žíle zinnwalditového granitu (Breiter 2002)

Brekcie Explosivní brekcie byla nalezena jako ojedinělý blok při jz. kontaktu pně. Je složena z úlomků fylitu o velikosti do 5 cm tmelených jemnozrnným granitem. Některé fylitové úlomky jsou zakulacené, jiné ostrohranné. Složení granitového tmelu je mineralogicky shodné s granitem pně, pouze je jemnější. Sloupečkovitý draselný živec narůstá často kolmo na úlomky fylitu. K-živec obsahuje okolo 5% Ab-komponenty, plagioklas je čistý albit. Oba živce obsahují do 0.5 % P2O5, distribuce fosforu je ale velmi nepravidelná. Tmavá slída odpovídá protolithionitu, topaz a apatit jsou běžnými akcesoriemi.

Obr. 8 Výbrusy granitů z Podlesí ve zkřížených nikolech: a- žilný zinnwalditový granit, b- protolithionitový granit pně, c- usměrněný krystal ortoklasu v zinnwalditovém granitu, d- orientované zinnwaldity obrůstající klasty pozdní brekcie

Obr. 9 Mikrofotografie granitů z Podlesí: a- ostrá hranice lamin různé zrnitosti ve vrstevnaté sekvenci hlavní ploché žíly zinnwalditového granitu, b- pronikání pozdní taveniny (jemnozrnné partie) zinnwalditového granitu do okolního protolithionitového granitu, c- krystal topazu z zinnwalditového granitu (CL-foto), d- pozdní tavenina proniká jako žilka do brekciovaného křemene v ploché žíle zinnwalditového granitu, e- vyrostlice K-živce s pertitickým jádrem a orientovanými inklusemi albitu ve vnější zoně, (CL- foto), zinnwalditový granit, f- orientovaně rostlé vějíře zinnwalditu v brekcii zinnwalditového granitu. Rozměry obrázků a, b, e, f jsou cca 2 x 1.5 mm, obrázků c a d cca 0.3 x 0.2 mm (Breiter et al. 2005).

Stockscheider (okrajový pegmatit) Okrajový pegmatit (stockscheider je starý krušnohorský hornický termín pro tento fenomen, běžně používaný současnou světovou literaturou) je typický příkontaktní znak nejvyšších částí cínonosných granitů Krušných hor i jiných oblastí (Oelsner 1952, Jarchovský 1962). Na Podlesí je stockscheider vyvinut podél j. a jz. kontaktu pně. Je tvořen velkými (10 cm a více) sloupcovitými krystaly mikroklínu rostoucími kolmo na kontaktní plochu granitu s fylitem. Prostor mezi jednotlivými sloupci živce je vyplněn drobnozrnným granitem, místy s velkými zrny mléčného křemene. Granitová výplň mezi sloupci mikroklínu je obohacena albitem, takže celkové složení příkontaktní vrstvy se co do hlavních prvků nijak neliší od granitu v hlubších částech pně. Klasický stockscheider je 30-50 cm mocný a směrem dolů přechází v drobně zrnitý granit pně. V přechodné zoně, mocné až několik metrů, drobnozrnný granit obsahuje jednotlivé až 10 cm dlouhé a 1-2 cm silné krystaly draselného živce a nesouvislé vrstvičky orientovaných krystalů křemene (comb quartz layers ve smyslu Kirkhama a Sinclaira 1988).

Granit pně Pleťově zbarvený albit-protolithionit-topazový granit tvoří přes 95% dosud poznané svrchní části granitového pně. V rámci granitu pně lze rozlišit dvě facie: „Svrchní“ facie buduje nejvyšších cca 30-40 metrů pně pod stockscheiderem (měřeno ve vrtu PTP-1). Je to drobně ař středně zrnitý (0.2-1.0 mm) granit s řídkými vyrostlicemi draselného živce ve velikosti do 1cm. Granit se skládá ze sloupcovitého lamelovaného albitu (17-19 %), dlouze sloupcovitého pertitického a krátce sloupcovitého nepertitického K-živce (dohromady 35-41 %), xenomorfního izometrického křemene (30-34 %) a Li-slídy (protolithionit ve smyslu Weisse et al. 1993, 6-8 %). Topaz je běžný (3-4 %), velké automorfní krystalky (cca 1mm) obsahují četné inkluse křemene, malá zrnka jsou xenomorfní a homogenní. Apatit s nízkým obsahem Mn je běžnou akcesorií, četné radioaktivní akcesorie (hlavně uraninit) jsou uzavírány ve slídě. Tato facie pravděpodobně představuje rychle ochlazenou a vykrystalizovanou vnější část intruze. To je v souladu s jednoduchou vnitřní stavbou všech horninotvorných minerálů, indikující pouze jednu etapu krystalizace. „Spodní“ facie tvoří většinu objemu pně v hloubce pod 40 m. Je neporfyrická a středně zrnitá (1-2 mm). Minerální složení je podobné svrchní facii, ale hlavní minerály mají složitější vnitřní stavbu odrážející delší období krystalizace a interakci s fluidy. Zřídka byly nalezeny pozdní drobné akumulace turmalínu o průměru 2-5 cm (zejména ve spodní části vrtu PTP-1). V okolí proniků hlavní žíly „žilného granitu“ (vrt PTP-1 v hl. 70-110 m a ve výchozech ve starém lomu) je granit podobný „spodní facii“, ale vykazuje mnohem intensivnější reakci s pozdně-magmatickými fluidy. V nadloží lomu byl též zjištěn cca 1 m3 blok granitu pně s vrstvou usměrněné krystalizace (UST). Ta se skládá z 1.5 cm mocné vrstvičky křemene a navazující 3 cm silné vrstvy orientovaných sloupcovitých krystalů K-živce.

Žilné apofysy granitu pně Tenká strmá žíla (úklon 45o k SV, 20 cm mocnost) albit-protolithionitového granitu proráží fylity poblíž JZ kontaktu pně. Vrstva stockscheideru o mocnosti do 5 cm lemuje její svrchní kontakt. Úlomky podobné žíly prorážející fylity byly nalezeny i v blízkém východním exokontaktu pně.

Žilný granit Žilný granit pronikl ve formě několika plochých, až 8 m mocných žil do svrchní části pně. Stavbu nejmocnější žíly která byla předmětem těžby ve starém lomu lze popsat v detailu. Výchoz žíly v lomu je dlouhý 25 metrů, mocnost lze odhadnout na 7 metrů. Žíla má výraznou vrstevnatou stavbu (obr. 6). Od horního kontaktu směrem dolů se skládá z:

1. jemně zrnitá vrstva mocná 1cm s ostrým kontaktem k nadložnímu granitu pně, 2. vrstva bohatá K-živcem a mocná 2-3 cm. Sloupcovité krystaly K-živce jsou orientovány kolmo ke kontaktní ploše a mezery mezi nimi jsou vyplněny drobně zrnitou albit-zinnwaldit- topazovou matrix, 3. jemně zrnitá laminovaná poloha mocná kolem 30 cm. Jednotlivé laminy se v různém poměru skládají z křemene, albitu a P-bohatého K-živce. Jednotlivé laminy se liší i zrnitostí. Zinnwaldit je zčásti rozptýlený, zčásti koncentrovaný do monominerálních lamin složených z vějířovitých agregátů. Kontakty lamin jsou ostré ale nerovné, někdy zřetelně zvrásněné. Některé laminy v detailu intrudují do svého nadloží a dokládají tak určitou plasticitu ještě ne zcela vykrystalizovaného prostředí, 4. zdánlivě pegmatitu podobná 10 cm mocná vrstva složená z velikých (7 x 1 cm) sloupcovitých krystalů Kfs lemovaných vějířovitými agregáty zinnwalditu. Matrix mezi krystaly je tvořena albitem, drobným Kfs, křemenem (snow-ball křemen + xenomorfní křemen), zinnwalditem a topazem, 5. laminovaná 15 cm mocná poloha s ojedinělými orientovanými krystaly křemene. Tato vrstva obsahuje drobné (mm) agregáty pozdních hydratovaných fosfátů, agregáty apatit+zinnwaldit a drobné (1-2 cm) šlíry pegmatitu s turmalínem. Tato vrstva je výrazně obohacena stronciem, 6. zbytek žíly, asi 90 % jejího objemu, je homogenní drobně zrnitý (0.1-0.5 mm) s řídkými drobnými vyrostlicemi Kfs (2 mm). Křemen (22-34 %), K-živec (33-39 %) a albit (18-26 %) jsou xenomorfní. Slída (6.5-8 %) je fluorem bohatý zinnwaldit, topaz (3.5-6 %) se vyskytuje ve formě větších dobře vyhraněných krystalků i jako pozdní intersticiální zrnka. Některá zrna křemene mají dokonalou snow-ball stavbu. Zrna křemene, K-živce, zinnwalditu a topazu jsou výrazně zonální. Fosfáty (Mn-apatit, amblygonit, childrenit) jsou nejběžnějšími akcesoriemi. Ostatní podstatně tenčí žíly zastižené ve vrtech mají složení obdobné spodní homogenní části hlavní žíly z lomu.

Greiseny Doklady o post-magmatických hydrotermálně-metasomatických dějích jsou na lokalitě řídké. Žilný granit (nejvyšší žíla v blízkosti J kontaktu) byla částečně přeměněna na křemenný greisen s podřadným množstvím Li-slídy, topazu a wolframitu. Tenké strmé tmavé okolopuklinové greiseny byly řídce nalezeny v granitu pně ve výchozech i v celém vrtném profilu. Tyto tmavé greiseny jsou složeny z křemene (starší magmatický + mladý hydrotermální) Fe, F-bohaté a Li-chudé slídy, topazu, apatitu a reliktů živců. Tento typ greisenů byl zastižen ve vrtech i uvnitř staršího biotitického granitu.

2.3 Geochemie Všechny facie granitu z Podlesí jsou silně peraluminické (A/CNK 1.15-1.25). Ve srovnání s běžnými peraluminickými granity jsou silně obohaceny o litofilní prvky Li, Rb a Cs a o vzácné kovy Sn, Nb a W, a ochuzeny o Mg, Ca, Sr, Ba, Fe, Sc, Zr, Pb a V. Již mateřský granit celého systému, protolithionitový granit pně je silně obohacen o fosfor (0.4-0.8 % P2O5) a fluor (0.6-1.8 % F) (Tab. 3, obr. 10). Vysoký stupeň magmatické frakcionace dokazují i nízké poměry K/Rb a Zr/Hf (22-35, resp. 12-20) a vysoký poměr U/Th (4-7). Extrémně frakcionovaný žilný granit je ještě více peraluminický (A/CNK 1.2-1.4), a obohacený P (0.6-1.5 % P2O5), F (1.4-2.4 %), Na , Rb, Li, Nb, Ta, a ochuzený Si, Zr, Sn, W a REE. Poměry K/Rb (14-20) a Zr/Hf (9-13) jsou ještě nižší než v granitu pně. Ojediněle zjištěné vysoké obsahy Sr (>100 ppm) jsou výsledkem migrace (radiogenního ?) Sr během postmagmatických reakcí s fluidy. Obsah vzácných zemin je nízký. Chondrity normalizovaný průběh distribučních křivek je plochý (Ce/YbCN: 4-5) s výraznou Eu-anomálií (obr. 11).

Tab. 3 Chemismus granitů z Podlesí (Breiter 2002), hlavní prvky v % (metodami klasické chemie), stopové prvky v ppm (ICP-MS). Č. vz. 3361 3436 3416 3417 3415 3414 3413 3739 3742 3741 Lokalita JZ kontakt PTP1/200 žíla ve starém lomu brekciovaná žíla stockschei vrchní část Granit der granit pně žíly Kfs-UST pod UST pod UST baze žíly baze žíly úlomky matrix

SiO2 74,78 72,52 70,1 66,54 70,72 70,66 72,52 72,1 62,53 67,9 TiO2 0,05 0,02 0,02 0,02 0,02 0,02 0,01 0,01 0,04 0,03 Al2O3 13,8 15,13 15,77 17,79 16,03 15,89 15,98 15,42 18,65 17,31 Fe2O3 0,414 0,345 0,111 0,15 0,118 0,166 -0,01 0,23 0,37 0,22 FeO 0,464 0,58 0,674 0,945 0,551 0,822 0,55 0,42 1,84 0,74 MnO 0,026 0,023 0,036 0,046 0,037 0,08 0,041 0,054 0,122 0,053 MgO 0,05 0,05 0,02 0,02 0,01 0,03 0,04 0,02 0,01 0,02 CaO 0,43 0,44 0,43 0,39 0,27 0,28 0,17 0,18 0,1 0,06

Li2O 0,033 0,181 0,332 0,442 0,293 0,432 0,29 0,348 1,502 0,608 Na2O 3,6 3,77 4,1 2,9 4,34 4,1 4,89 4,92 3,84 5,46 K2O 4,23 4,32 4,25 6,42 4,22 3,8 3,51 3,61 4,31 3,9 P2O5 0,397 0,46 1,03 0,8 0,79 0,859 0,524 0,549 1,272 0,996 F 0,505 1,25 1,31 1,72 1,38 1,82 1,33 1,233 3,822 1,529 H2O+ 0,884 0,966 1,34 1,55 0,882 1,06 0,9 0,8 1,34 1,15 H2O- 0,23 0,1 0,21 0,12 0,08 0,1 0,14 0,07 0,11 0,05 TOTAL 99,72 99,63 99,22 99,16 99,18 99,38 100,36 99,96 99,85 100,03 Ba 23 4 13 12 5 24 9 1 1 5 Bi 3 3 8 49 57 24 8 9 22 20 Cs 56 82 143 198 128 170 159 150 343 172 Ga 31 39 60 56 50 51 52 59 69 74 Hf 2 1,9 4,6 2,2 3,5 3,1 1,8 2,1 4,2 3,5 Nb 56 35 99 89 90 83 55 59 153 104 Pb 10 4 -2 8 -2 2 -2 -2 3 -2 Rb 551 1260 2162 3025 2084 2175 1970 2370 4380 2870 Sn 18 69 29 31 41 27 34 24 78 27 Sr 16 27 182 99 86 102 60 11 15 14 Ta 19 15 68 54 53 54 20 20 65 42 Th 7,5 5,3 5,4 12,1 6 5,8 6,3 7,3 11,4 6,9 Tl 2,5 2,9 4,3 6,2 4,3 4 3,5 1,7 6,3 3,4 U 43 35 47 44 37 35 20 20 47 32 W 24 38 49 55 49 63 23 30 93 48 Zn 47 43 79 97 60 69 73 69 224 100 Zr 22 25 34 13 29 24 18 14 37 34

Nejvyšší obsahy F a Nb, Ta a W dosahuje slídou bohatá facie tvořící klasty pozdní brekcie (až 4% F). Celý systém je naopak chudý borem (první desítky ppm), přestože fylity v nadloží pně jsou silně turmalinizovány. Fosfor je pozitivně korelován s F, Al, Li, Rb, Nb, Ta a peraluminitou, a negativně korelován s Si, Zr and Sn (obr. 10). Neexistuje korelace mezi fosforem a Na, K, a Sr. Vysoký stupeň frakcionace je podtržen vysokými obsahy Nb a Ta, zejména v silněji peraluminickém žilném granitu (50-95 ppm Nb a 30-55 ppm Ta), kdežto granit pně obsahuje “pouze” 25-50 ppm Nb a 10-25 ppm Ta. Naopak vyšší obsahy cínu byly zjištěny v granitu pně (10-50 ppm Sn) než v žilném granitu (5-20 ppm Sn). Wolfram (až 80 ppm) je zastoupen v obou typech granitu zhruba stejně.

Obr. 10 Vztah mezi obsahy fosforu a obsahy dalších prvků v granitech Podlesí (Breiter 2002). Vysvětlivky: plné čtverce – granit pně, prázdná kolečka – žilný granit, x – UST- polohy.

Obr. 11 Obsahy REE (normalizováno chondrity) v typických vzorcích granitů z Podlesí (Breiter 2002)

2.4 Minerály Nezvyklý a v řadě směrů extrémní chemismus magmatu vedl ke krystaliazci minerálů s neobvyklým chemickým složením. K-živec i albit jsou silně obohaceny fosforem, u K-živce až do úrovně 1.5–2 % P2O5 (Breiter et al. 2002). Slídy, protolithionit a zinnwaldit, jsou bohaté Li, Rb, Cs a zejména F. Plná saturace (F,OH)-pozic fluorem je důkazem extrémně vysoké koncentrace F v magmatu (Skála et al. 1998, Breiter 2002). Topaz obsahuje až přes 1% P2O5 (Breiter and Kronz 2004). Zirkon je pouze akcesorický, ale chemicky obskurní. Je silně metamiktní a s obsahem nad 20 % P2O5. Jde vlastně o nový minerál, fosforový analog zirkonu (Breiter et al., v tisku). Navíc je zirkon v řádu několika hmot. % obohacen i Sc, Bi, Nb a Ta. Kassiterit, wolframit i Nb-Ta oxidy (columbit, ixiolit, Nb-Ta rutil) jsou magmatické geneze, což dokazuje jejich růst v zonách usměrněné krystalizace. Výzkum těchto minerálů dosud probíhá. Apatit je jednak raný (pouze v granitu pně), jednak pozdní, intersticiální (ve všech faciích). Z dalších fosfátů je běžný amblygonit, vzácně byl zjištěn childrenit a fosfáty Ca-Sr.

2.4.1 Alkalické živce Mineralogie živců z Podlesí byla předmětem detailních studií (Frýda a Breiter 1995, Breiter a Frýda 2001, Breiter et al. 2002), zde pouze stručná rekapitulace. K-živec i albit jsou přitomny v podstatě jako čisté koncové členy - albit s max. 3 % An, Kfs s max. 5 % Ab. K-živec je pro genetické interpretace zajímavější, je možno rozlišit 4 typy:

1. Kfs1 tvoří vyrostlice s pertitickým jádrem a homogenním lemem. Vyskytuje se běžně v granitu pně, ale jen vzácně v žilném granitu. Obsahuje 0.15-0.25 % Rb a okolo 0.4 % P2O5. 2. Kfs2 je nepertitický a nejvíce rozšířený. Je homogenní v granitu pně, ale zonární s P- obohacenými lemy v žilném granitu. Obsahuje 0.8-1.5 % P2O5. Obsah Rb je okolo 0.3 % v granitu pně a okolo 0.5 % v žilném granitu. 3. Kfs3 tvoří velké sloupcovité krystaly ve stockscheideru. Vnitřní části krystalů jsou obohaceny fosforem (0.6-0.8 % P2O5) zatímco vnější zóny jsou fosforem chudé (0.1-0.3 % P2O5), zato s mnoha miniaturními odmíšeninami apatitu. Mezi všemi typy Kfs pouze tento Kfs3 je monoklinický. 4. Kfs4 tvoří velké sloupcovité krystaly v UST-vrstvě v žilném granitu. Krystaly jsou již makroskopicky zonární s růžovým jádrem a bezbarvou vnější zónou. Jádro je mikroskopicky homogenní, přechodná zóna obsahuje četné orientované inkluze albitu, lem je opět homogenní. Tyto krystaly obsahují 0.6-0.8 % P2O5 a 0.3-0.4 % Rb. Neobsahují žádné inkluze apatitu.

Obr. 12 Fotografie ve zkřížených nikolech a CL fota živců z Podlesí a, b- protolitionitový granit z Podlesí, drobné sekundární apatity ve vyrostlici K-živce, c, d- zinwalditový granit z Podlesí, vyrostlice Kfs (světle modrá CL) v primárním stavu. Jádro je pertitické, lem uzavírá orientované krystalky albitu (sytěji modré). Okolo zonární sytě modré albity základní hmoty.

Obr. 13 Zanálnost obsahů fosforu v K-živci z Podlesí. Nahoře: řez usměrněným krystalem K- živce z pozdní brekcie s inkluzemi albitu. Obsah fosforu v K-živci (bílé sloupce) je ve většině případů velmi blízký obsahu P v prostorově asociované inkluzi albitu (černé sloupce). Vzdálenost jednotlivých dvojic analys cca 0.1 mm (podle Breiter et al. 2005). Dole: tři profily obsahů P a Rb v krystalech K-živce. Zatímco obsah Rb je homogenní, obsah P výrazně stoupá v lemech krystalů, tedy v závěru magmatické krystalizace (podle Breiter et al. 2002).

Tab. 4 Chemické analysy (hmot.%) a strukturní formule alkalických živců z Podlesí (analyzováno na mikrosondě ČGS v Praze metodou EDS, Breiter et al. 2002) Č. vz. 2203 2687 2669 2360 protolithionitový granit protolithionitový granit zinnwalditový granit zinnwalditový granit Minerál Kfs albit Kfs albit Kfs albit Kfs albit

SiO2 64,46 68,08 64,31 68,84 62,14 67,98 62,33 66,67

Al2O3 18,96 19,85 19,07 19,97 19,12 20,12 19,69 20,55

P2O5 0,51 0,31 0,55 0,16 1,55 0,68 2,52 1,27 CaO 0,07 0,16 0 0,05 0 0,12 0,09 0,05

Na2O 0,42 11,52 0,96 11,59 0,55 11,05 0,58 11,1

K2O 16,37 0,19 15,82 0,21 16,59 0,19 15,76 0,23 Total 100,76 100,08 100,69 100,82 99,92 100,14 100,9 99,76 *Si 2,96 2,97 2,95 2,98 2,88 2,96 2,84 2,91 *Al 1,02 1,02 1,03 1,02 1,05 1,03 1,06 1,06 *P 0,02 0,01 0,02 0,01 0,06 0,02 0,1 0,05 *Ca 0 0,01 0 0 0 0 0 0 *Na 0,04 0,97 0,08 0,97 0,05 0,93 0,05 0,94 *K 0,96 0,01 0,92 0,01 0,98 0,01 0,92 0,01

2.4.2 Křemen Křemen se v granitech z Podlesí vyskytuje nejméně ve čtyřech generacích, které mohou být rozlišeny podle textury, katodoluminiscence a obsahu stopových prvků: Q1 - tvoří vyrostlice v granitu pně. Obsahuje poměrně hodně Ti a málo Al. Vytvořil se pravděpodobně v ranném stádiu krystalizace magmatu ve značné hloubce. Q2 - křemen základní hmoty granitu pně i žil - krystalizoval in situ v závěru magmatického vývoje horniny, Q3 - tzv. „snowball“ křemen se zonárně aranžovanými inklusemi albitu a „comb“ křemen v usměrněných texturách (oba pouze v žilném granitu) se vyznačuje vysokým obsahem Al. Tvořil se v pozdním stádiu krystalizace žil in situ. Q4 - hydrotermální křemen v greisenech. Detailní rozlišení a popis všech typů křemene byl předmětem studií Müllera a Breitera (Müller et al. 2001, 2002, 2005).

2.4.3 Slídy Slídy jsou jediným mafickým minerálem všech typů granitů na lokalitě. Ve všech případech jde o fluorem bohaté Li-Fe trioktaedrické slídy, jejichž složení se liší podle hostitelské horniny (Tab. 5). Hlavní chemické prvky obsažené ve slídách byly stanoveny na mikrosondě metodou EDS. F a Li byly proto stanoveny dodatečně chemicky. Asi z 50 vzorků granitů byly získány monominerální koncentráty slídy (čistota 99%) a chemicky analysovány na obsah F, Li, Na, Ba, Be, Cs, Rb, Sr a Zn. Kompletní chemické složení slíd a vypočtené mineralogické vzorce jsou uvedeny v tab. 5. V „biotitickém“ granitu slída chemicky odpovídá většinou „Li-biotitu“ (obsah Li2O = 1.5- 2.3 %). V jádru krystalů jsou často zachyceny akcesorie jako apatit, zirkon, monazit atd. V granitu pně lze slídu většinou označit jako „protolithionit“ (Li2O=2.3-3.6 %)(ve smyslu Weisse et al. 1993), jen zřídka jako zinnwaldit. Jeho krystaly jsou homogenní, bez znatelné vnitřní zonality. Často obsahují četné inkluse radioaktivních minerálů (uraninit) lemované pleochroickými dvůrky. Obsah F dosahuje 5-7 %.

Žilný granit obsahuje slídu převážně odpovídající zinnwalditu (Li2O > 3.6 %). Jeho krystaly jsou zřetelně zonární s jádry bohatšími Fe, Mg a Ti a okraji obohacenými o Si a Li. Obsahy F, Rb a Cs jsou v krystalech homogenní bez náznaků zonality (Breiter et al. 1997a, Breiter 2002). Vějířovité agregáty zinnwalditu byly zjištěny ve vrstevnatých texturách (UST) v žilném granitu (obr. 9f). Obsah fluoru v zinnwalditu často přesahuje 7 %, což dokazuje že F-ionty obsazují téměř všechny OH-F pozice ve struktuře. Na mikrosondě byly dokonce nalezeny krystaly s více než 8 % F, tedy s pravděpodobnou přesaturací fluorem. Tento jev byl pozorován při laboratorních syntézách (M. Rieder, ústaní sděl.), ale nebyl dosud potvrzen z přírodních slíd.

Tab. 5 Chemismus slíd z Podlesí. Obsahy F a Li byly stanoveny chemicky v monominerál- ních koncentrátech, ostatní prvky na mikrosondě metodou EDS (vždy průměr z mini- málně 10 stanovení)(podle Breiter 2002) Č. vz. 3464 3470 3492 3510 3365 3385 3397 3416 3413 lokalizace PTP-3 PTP-3 PTP-3 PTP-3 výchoz výchoz výchoz lom lom 106m 151m 245m 343m horní horní lamin. homogen hornina biotit. biotit granit granit biotit stock část část žilný granit granit pně pně greisen granit žíly žíly granit

SiO2 43.82 36.99 44.20 44.41 38.38 41.54 47.76 49.29 49.02 TiO2 0.56 1.72 0.28 0.67 0.10 0.57 0.20 0.12 0.20 Al2O3 20.50 17.84 20.23 20.65 22.35 20.40 19.57 19.88 20.05 FeO 14.94 22.77 13.60 14.06 20.20 17.43 10.76 10.50 8.60 MnO 0.10 0.21 0.14 0.11 0.07 0.53 0.13 0.25 0.02 MgO 0.42 1.57 0.39 0.34 0.26 0.10 0.35 0.04 0.45 Na2O 0.50 0.59 0.53 0.47 0.25 0.48 0.58 0.57 0.23 K2O 10.23 9.64 9.92 10.32 9.36 10.02 10.39 10.37 9.25 Rb2O 1.002 0.841 1.103 0.915 0.571 0.675 0.698 1.031 1.216 Cs2O 0.180 0.131 0.158 0.169 0.093 0.188 0.109 0.103 0.114 Li2O 2.9 2.03 3.69 3.16 1.662 1.663 4.62 4.53 4.69 F 5.394 4.842 6.324 6.324 5.412 5.215 7.679 7.4 7.664 Total 100.55 99.18 100.57 101.60 98.71 98.81 102.85 104.08 101.50 2F=O 2.27 2.04 2.66 2.66 2.28 2.20 3.23 3.12 3.23 SUMA 98.28 97.14 97.90 98.94 96.43 96.61 99.61 100.96 98.28 *Si 6.38 5.78 6.43 6.41 5.86 6.27 6.71 6.80 6.81 *Al 3.51 3.29 3.46 3.51 4.10 3.62 3.24 3.23 3.37 *Ti 0.06 0.20 0.03 0.07 0.01 0.07 0.02 0.01 0.02 *Fe 1.82 2.98 1.65 1.70 2.58 2.19 1.26 1.21 1.01 *Mg 0.09 0.36 0.09 0.07 0.03 0.01 0.04 0.01 0.06 *Mn 0.01 0.03 0.02 0.01 0.02 0.12 0.03 0.03 0.00 *Li 1.69 1.27 2.15 1.82 1.01 1.00 2.60 2.50 2.60 *K 1.90 1.92 1.84 1.90 1.83 1.92 1.86 1.82 1.66 *Na 0.14 0.18 0.15 0.13 0.08 0.15 0.16 0.15 0.07 *Rb 0.10 0.09 0.11 0.09 0.06 0.07 0.07 0.09 0.11 *Cs 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 *F 2.48 2.39 2.91 2.88 2.61 2.48 3.41 3.22 3.36

Variace v chemismu trioktaedrických slíd jsou dobrým indikátorem vertikálního vývoje granitu v rámci jedné intruze i kontaktů mezi granity různých intruzí (vrt PTP-3, Breiter 2002). Muskovit byl nalezen pouze jako řídký produkt hydrotermální alterace ve stockscheideru a v blízkosti greisenových proužků.

2.4.4 Topaz Biotitický granit obsahuje topaz pouze v akcesorickém množství. Naproti tomu v granitu pně a zejména v žilném granitu dosahuje obsah topazu až 5%. Topaz obecně vykazuje intenzivní zonární modrou katodoluminiscenci. Starší topaz (Tp1) se vyskytuje ve všech typech granitů a patří k nejstarším minerálům. Tvoří dobře omezené krystalky, větší z nich (kolem 1 mm v průměru) někdy obsahují drobné inkluze křemene. Pozdní intersticiální topaz (Tp2) se vyskytuje pouze v žilném granitu. Oba typy topazu jsou bohaté fluorem (přes 90% teoreticky možné saturace), topazy ze žilného granitu jsou obohaceny fosforem (okolo 0.5% P2O5,).

Obr. 14 Substituce fosforu za křemík ve struktuře topazu (Breiter and Kronz 2004)

První doložený nález fosforu v topazu učinil London (1992), nepublikoval ale žádný kvantitativní údaj. Detailní studie topazu z Podlesí (Breiter and Kronz 2004) doložila berlinitovou substituci v topazu s max. obsahem až 1.2 % P2O5 v topazu ze žilného granitu z Podlesí (obr. 14, tab. 6).

Tab. 6 Chemismus topazu (hmot.%) z frakcionovaných granitů u Podlesí. Stanoveno metodou WDS na mikrosondě JEOL, UNI Gottingen (Breiter and Kronz 2004). Přepočet na suma kationtů=3 pfu. Typ Biotitický Stock- Biotit. Topazový Zinnwalditový žilný Protolithionitový granit pně granitu granit scheider greisen greisen granit No. 140 2754 2755 2759 3361 3365 3389 3416 3416 Al 29.360 29.430 29.310 29.340 29.480 29.580 29.320 29.430 29.540 Si 15.370 15.410 15.490 15.410 15.380 14.990 14.790 14.610 14.380 P 0.007 0.013 0.014 0.009 0.074 0.312 0.252 0.434 0.562 Ga 0.009 0.000 0.007 0.010 0.000 0.007 0.009 0.010 0.009 Ge 0.011 0.000 0.000 0.000 0.009 0.010 0.000 0.012 0.000 F 19.340 19.360 19.370 18.890 18.310 18.850 19.430 19.260 19.550 O 35.900 35.780 35.810 36.340 36.740 36.260 36.190 36.250 35.960 Total 99.997 99.993 100.001 99.998 99.993 100.009 99.991 100.007 100.001 *Al 1.996 1.995 1.990 1.994 1.995 2.006 2.011 2.014 2.021 *Si 1.004 1.004 1.010 1.006 1.000 0.976 0.974 0.960 0.945 *P 0.000 0.001 0.001 0.001 0.004 0.018 0.015 0.026 0.034 *F 1.867 1.865 1.867 1.823 1.760 1.815 1.892 1.871 1.900

2.4.5 Zirkon Zirkon v biotitickém granitu má obvyklý vzhled a chemismus. Je raně magmatický, převážně uzavřený v šupinách biotitu. Tvoří sloupečkovité idiomorfní krystalky (100–150 µm), v CL i BSE-obraze je oscilačně zonární. Jádra jsou chemicky blízká čistému ZrSiO4, okraje jsou obvykle lehce obohaceny Hf, U a P. V protolithionitovém granitu zircon tvoří malá (<30 µm) zrna až krystalky. Pozdně magmatické intersticiální idiomorfní krystalky převládají nad alterovanými raně magmatickými zrny uzavíranými ve slídě. Pozdní zrna jsou skvrnitě mehomogenní a obsahují četné inkluze uraninitu a Nb-fází. Tento zirkon je bohatý na P, U, Nb, Sc a Bi. Některá zrna mají tenké lemy bohaté Hf, a zároveň proti jádru ochuzené o P a U. V zinnwalditovém granitu se vyskytují pouze drobná pozdní intersticiální zrna (do 40 µm). Vzhledově i chemicky jsou blízká pozdním zrnům z protolithionitového granitu. Zirkony z protolithionitového a zinnwalditového granitu jsou chemicky velmi neobvyklé. Jsou často velmi chudé křemíkem (až pouze 0.3 apfu) a zirkoniem (až pouze 0.57 apfu) a až exrtrémně bohaceny řadou nevzorcových prvků P (20 hmot. % P2O5 , 0.60 apfu P), U (až 14.75 hmot. % UO2), Nb (až 6.7 hmot. % Nb2O3, 0.12 apfu Nb), Bi (až 9 hmot. % Bi2O3, 0.079 apfu Bi) a Sc (3.42 hmot. % Sc2O3, 0.11 apfu Sc).Obsah fosforu v zirkonu byl poprvé nalezen v japonském pegmatitu NYF-typu (4.23 hmot. % P2O5, Kimura and Hironaka1936). Zde, stejně jako v případě většiny pozdějších publikací o fosforu v zirkonu, je P doprovázen zvýšeným množstvím Y a HREE (Deer et al. 1997 a citace tamtéž). Jde vlastně o izomorfní mísivost zirkonu ZrSiO4 s monazitem YPO4. Experimentálně byly připraveny zirkony s až 12.5 mol. % YPO4 (4.98 hmot. % P2O5) a 8.2 mol. % DyPO4 (3.04 hmot. % P2O5) (Hanchar et al., 2001). Neomezená mísivost ale v této řadě neexistuje ( Förster, v tisku). V zirkonu z peraluminického prostředí byl fosfor nalezen v čínském granitu Yichun (3.2 hmot. % P2O5 , Huang 2002), v žilném ryolitu od Richemont, Francie (3.8 hmot. % P2O5 , Raimbault and Burnol, 1998) a nově až přes 20 % P2O5 v zirkonu z Podlesí (Breiter et al., in print, tab. 7, obr. 15, 16). Tento zirkon obsahuje minimálně Y a REE, hlavním substitučním mechanismem zde je berlinitová substituce (2 Si4+ ⇔ P5+ + Al3+), v menším měřítku pak brabantitová (Ca2+

+ U(Th)4+ + 2P5+ ⇔ 2Zr4+ + 2Si4+), pretulitová (Sc3+ + P5+ ⇔ Zr4+ + Si4+), ximengitová (Bi3+ + P5+ ⇔ Zr4+ + Si4+) a jen okrajově i xenotimová (Si4+ + Zr4+ ⇔ P5+ + Y3+) substituce.

Obr. 15 Zirkon z Podlesi: a: raně magmatický zirkon uzavřený v biotitu, biotitický granit, b: raně magmatický zirkon srůstající s monazitem (světlý), uzavřený v protolithionitu, protolithionitový garnit, c, d: pozdně magmatický intersticiální zirkon se silně metamiktním jádrem, zinnwalditový granit. Velikost krystalu a je cca 1 mm, ostatní krystaly cca 40 µm (fota v BSE, podle Breiter et al., v tisku)

Obr. 16 Substituce fosforu za zirkonium v zirkonu z Podlesí (podle Breiter et al., v tisku)

Tab. 7 Chemismus zirkonu z granitů u Podlesí (podle Breiter et al., v tisku). Extrémně vysoké obsahy nevzorcových prvků jsou vyznačeny tučně, extrémně nízké obsahy vzorcových prvků jsou vyznačeny kursivou. Vzorek 398 398 3361 3359 3359 3436 3416 3417 3747/L 3747/L Hornina biotit. biotit. protolit. protolit. protolit. protolit. zinnwaldit. zinnwaldit. zinnwaldit. zinnwaldit. granit granit granit granit granit granit granit granit granit granit

P2O5 0.170 7.960 7.570 5.350 0.000 6.020 2.660 12.030 20.220 19.120

Nb2O5 na na na 6.290 0.000 1.760 0.000 2.350 na na

SiO2 32.250 19.710 22.610 18.250 30.200 20.800 22.250 14.480 8.160 12.950

ZrO2 65.100 49.400 39.130 34.190 53.970 36.060 49.670 39.070 40.640 42.370

HfO2 1.060 1.700 1.940 1.380 9.090 1.650 2.660 1.680 2.870 3.150

ThO2 0.000 0.200 0.760 3.510 0.010 0.590 0.120 0.650 0.030 0.150

UO2 0.110 1.820 2.130 2.860 1.210 14.750 3.950 3.410 1.290 1.250

TiO2 0.000 0.150 na 0.190 0.020 0.160 0.000 0.210 0.160 0.180

Al2O3 0.010 1.250 2.140 0.740 0.190 1.050 2.200 5.490 3.300 3.470

Sc2O3 0.020 0.240 0.450 0.440 0.240 0.520 3.420 1.930 0.570 0.800

Y2O3 0.120 2.340 7.930 0.490 0.000 0.790 0.000 1.130 0.280 0.220

Bi2O3 0.000 0.160 na 7.680 0.000 0.000 0.000 5.610 2.450 na

Ce2O3 na na 0.090 0.000 0.000 0.070 0.050 0.000 na 0.020

Nd2O3 na na 0.130 0.000 0.000 0.050 0.020 0.000 na 0.050

Sm2O3 na na 0.180 0.000 0.000 0.060 0.000 0.000 na 0.000

Gd2O3 na na 1.040 0.180 0.000 0.080 0.060 0.140 na na

Dy2O3 0.000 0.210 1.410 0.030 0.000 0.060 0.000 0.080 0.000 0.180

Yb2O3 0.050 0.280 0.520 0.070 0.000 0.140 0.030 0.120 0.140 0.060 CaO 0.000 2.470 0.860 0.770 0.380 2.790 1.670 1.570 3.710 3.120 FeO 0.700 3.590 1.270 2.760 0.800 0.440 1.360 0.240 1.000 2.060 MnO 0.030 0.350 na 0.050 0.180 0.650 0.300 0.210 0.690 0.000 PbO 0.000 0.010 0.000 0.170 0.130 0.000 0.100 0.060 0.040 0.050 F 0.000 1.770 0.800 0.470 0.790 0.540 0.590 0.600 1.570 0.000

F=O2 0.000 0.750 0.340 0.200 0.330 0.230 0.250 0.250 0.660 0.000 Total 99.600 93.590 90.620 88.770 96.870 88.790 90.840 90.780 87.090 89.270 P 0.004 0.230 0.221 0.180 0.000 0.191 0.079 0.352 0.598 0.527 Nb 0.113 0.000 0.030 0.000 0.037 Si 0.994 0.673 0.779 0.724 1.001 0.779 0.784 0.500 0.285 0.421 Zr 0.979 0.822 0.657 0.661 0.872 0.659 0.853 0.658 0.693 0.672 Hf 0.009 0.017 0.019 0.016 0.086 0.018 0.027 0.017 0.029 0.029 Th 0.000 0.002 0.006 0.032 0.000 0.005 0.001 0.005 0.000 0.001 U 0.001 0.014 0.016 0.025 0.009 0.123 0.031 0.026 0.010 0.009 Ti 0.000 0.004 0.006 0.000 0.005 0.000 0.005 0.004 0.004 Al 0.000 0.050 0.087 0.035 0.007 0.046 0.091 0.223 0.136 0.133 Sc 0.001 0.007 0.013 0.015 0.007 0.017 0.105 0.058 0.017 0.023 Y 0.002 0.042 0.145 0.010 0.000 0.016 0.000 0.021 0.005 0.004 Bi 0.000 0.001 0.079 0.000 0.000 0.000 0.050 0.022 Ce 0.001 0.000 0.000 0.001 0.001 0.000 0.000 Nd 0.002 0.000 0.000 0.001 0.000 0.000 0.001 Sm 0.002 0.000 0.000 0.001 0.000 0.000 0.000 Gd 0.012 0.002 0.000 0.001 0.001 0.002 Dy 0.000 0.002 0.016 0.000 0.000 0.001 0.000 0.001 0.000 0.002

Yb 0.000 0.003 0.005 0.001 0.000 0.002 0.000 0.001 0.001 0.001 Ca 0.000 0.090 0.032 0.033 0.013 0.112 0.063 0.058 0.139 0.109 Fe 0.018 0.103 0.036 0.092 0.022 0.014 0.040 0.007 0.029 0.056 Mn 0.001 0.010 0.002 0.005 0.021 0.009 0.006 0.021 Pb 0.000 0.000 0.000 0.002 0.001 0.000 0.001 0.001 0.000 0.000 F 0.000 0.185 0.085 0.056 0.083 0.064 0.066 0.066 0.175 0.000

2.4.6 Apatit a další fosfáty Apatit je v granitoidních horninách zdaleka nejdůležitějším nositelem fosforu. Apatit bývá jednou z prvních krystalizujících fází v raných etapách frakcionace taveniny. Na Podlesí však, přestože všechny typy granitů obsahují vysoce nadprůměrný obsah fosforu, krystalizovala většina apatitu až v závěrečné etapě krystalizace. Hlavním důvodem byl nedostatek vápníku v tavenině, takže přes vysoký obsah fosforu nedošlo v peraluminickém prostředí k saturaci apatitu. Granity na Podlesí tak dávají dobrou příležitost ke studiu vývoje saturace fosforu v peraluminickém prostředí.

Obr. 17 Fota apatitů z Podlesí (v odražených elektronech) : 3647 : Podlesí, protolithionitový granit, ranný magmatický apatit 3365 : Podlesí, hydrotermální apatit v greisenu (zřetelné prorůstání dvou apatitů rozdílného složení 3518 : Podlesí, zinnwalditový granit s magmatickou vrstevnatostí, pozdní apatit 4010-3 : Podlesí, pozdní apatit v zinnwalditu

Tab. 8 Chemické analýzy apatitů z Podlesí (hmot.%, anal. CAMECA SX100, MU Brno, R. Čopjaková). Neobvyklé hodnoty jsou zvýrazněny tučně. Povšimněte si zejména vysokého Mn a nízkého U, Th a REE.

Vzorek 3480 E 3365 2687 4010/3 3518E F 2,289 3,995 3,526 5,415 3,728 Cl 1,064 0,008 0,025 0,061 0,013

P2O5 40,470 42,168 42,755 41,416 41,753 CaO 48,495 51,127 51,329 54,196 56,134 MnO 3,355 4,004 2,036 1,049 1,011 FeO 2,649 0,576 1,331 0,393 0,213 MgO 0,000 0,000 0,000

Na2O 0,455 0,125 0,195 0,335 0,015

Al2O3 0,044 0,186 0,000 0,638 0,014

SiO2 0,066 0,043 0,004 0,016 0,036 SrO 0,691 0,000 0,000 0,000 0,000

Y2O3 0,000 0,000 0,000

ThO2 0,000 0,000 0,035 0,000 0,000

UO2 0,001 0,000 0,094 0,000 0,009

La2O3 0,004 0,000 0,039 0,006 0,001

Ce2O3 0,002 0,000 0,085 0,038 0,000

Pr2O3 0,000 0,027 0,044

Nd2O3 0,068 0,050 0,000

Sm2O3 0,006 0,000 0,000

Gd2O3 0,000 0,000 0,016 Total 99,659 102,232 101,454 103,641 102,988 *F 0,629 1,064 0,938 1,441 0,984 *Cl 0,157 0,001 0,004 0,009 0,002 *P 2,979 3,006 3,044 2,952 2,952 *Ca 4,518 4,613 4,625 4,888 5,022 *Mn 0,247 0,286 0,145 0,075 0,072 *Fe 0,193 0,041 0,094 0,028 0,015 *Na 0,077 0,020 0,032 0,055 0,002 *Al 0,005 0,018 0,000 0,063 0,001 *Si 0,006 0,004 0,000 0,001 0,003 *Sr 0,035 0,000 0,000 0,000 0,000 *Th 0,000 0,000 0,001 0,000 0,000 *U 0,000 0,000 0,002 0,000 0,000 *La 0,000 0,000 0,001 0,000 0,000 *Ce 0,000 0,000 0,003 0,001 0,000 *Pr 0,000 0,000 0,000 0,001 0,001 *Nd 0,002 0,000 0,000 0,002 0,000 *Sm 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 *Gd 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000

Apatit je po živcích nejdůležitějším nositelem fosforu. Raný apatit uzavíraný často ve slídě bývá chemicky blízko ideálnímu fluoroapatitu (Ca5(PO4)3F) a bývá až automorfní (obr.

17, vz. 3647). Pozdní intersticiální apatit bývá obohacen Fe a Mn (obr. 17, vz. 4010-3 a 3518). V drobných miarolách se spolu se vztácným turmalínem vyskytuje apatit nápadně obohacený Sr a Cl (tab. 8, vz. 3480E). Sekundární apatit vzniká odmíšením fosforu z mřížky alkalických živců při postmagmatické reakci s fluidy. Tvoří nepatrná zrna mikronových rozměrů, vzhledem k intensivní žluté katadoluminiscenci je však snadno zjistitelný (obr. 12b). Dalším významným fosfátem je amblygonit (ideálně LiAl(PO4)F), který může být jak pozdně magmatický, tak hydrotermální. Podle našich zjištění neobsahuje významné množství jiných prvků (tab. 9). V menší míře jsou přítomny agregáty dosud přesně neurčených hydrotermálních fosfátů Na, Ca a Sr (tab. 9). Byly zjištěny i fosfáty s významným zastoupením sulfátového anionu. Tyto fosfáty jsou pastí na stroncium, jehož obsahy jsou jinak v celém granitovém systému mizivé. Podle výsledků izotopických analýz Sr (Kostitsin and Breiter 2001) lze předpokládat, že alespoň část mobilního stroncia je radioaktivního původu (z rozpadu Rb, kterého systém obsahuje extrémně mnoho). Přesné určení těchto fosfátů se dosud nezdařilo.

Tab. 9 Chemické analýzy fosfátů (hmot.%, anal. CAMECA SX100, MU Brno, R. Škoda). Pro komplikované chemické složení, pravděpodobnou přítomnost železa v obou valenčních formách, přítomnost neidentifikovatelného Li a přítomnost vody ve formě - H2O i OH jsou analýzy uvedeny pouze na 2 desetinná místa a nejsou prezentovány hypotetické formule.

Asociace Č.vz. 3747A 3402a 4012 3480E 3413 3413 3402a 2651 2651 2651 Minerál Amblyg. Amblyg. ? ? ? ? ? ? ? ? CaO 0.02 0.03 2.02 2.54 17.57 10.72 0.10 10.50 2.48 0.00 BaO 0.04 0.00 1.06 0.73 0.00 0.08 0.00 0.00 0.00 0.00

SO3 0.13 0.00 5.75 7.11 0.00 0.01 0.00 0.00 0.00 0.01

Na2O 5.80 4.96 0.05 0.15 13.00 8.88 0.00 12.71 0.00 0.00

Al2O3 32.70 33.20 28.21 31.94 20.76 20.98 21.43 19.83 0.02 21.09

SiO2 0.05 0.05 0.13 0.00 0.05 0.08 0.05 0.12 0.05 0.03 MgO 0.03 0.00 0.08 0.05 2.02 0.03 0.29 0.15 0.19 0.02 MnO 0.09 0.09 0.05 0.08 3.98 14.23 20.07 10.11 22.42 12.13 FeO 0.35 0.44 0.56 0.30 0.51 1.49 9.59 4.82 36.63 17.76 ZnO 0.03 0.00 0.06 0.10 0.01 0.06 0.06 0.12 0.22 0.00

P2O5 47.86 47.38 23.23 24.40 28.97 29.26 31.36 28.32 30.58 30.23 SrO 0.04 0.00 13.98 15.74 0.00 0.05 0.00 0.00 0.00 0.00 Cl 0.00 0.01 0.09 0.05 0.00 0.01 0.02 0.01 0.01 0.00

K2O 0.00 0.02 0.04 0.04 0.02 0.03 0.00 0.03 0.00 0.01 F 10.02 10.37 1.42 1.37 14.90 13.95 0.00 14.01 5.86 0.00 Total 97.17 96.55 76.73 84.58 101.79 99.84 82.97 100.71 98.45 81.28

4.7 Rudní minerály Magma protolithionitového a zinnwalditového granitu na Podlesí bylo vysoce obohaceno cínem, wolframem, niobem a tantalem. Přitom cín se hromadil zejména v poněkud méně frakcionovaném protolithionitovém granitu, zatímco Nb, Ta a W v žilách zinnwalditového granitu. Na mikrosondě byla zjištěna přítomnost Nb-Ta-rutilu, kassiteritu, kolumbitu, ixiolitu, wolframitu a uran-mikrolitu. Dalším těžkým kovem vyskytujícím se v granitech na Podlesí je bismut – ve formě sulfidu bismutinu, ryzího Bi a několika sekundárních minerálů. Velká mobilita Bi v nízce temperovaných hydrotermálních fluidech, včetně jeho vstupu do

krystalové mřížky zirkonu a zatlačování struktur kolumbitu a wolframitu může být zajímavé z hlediska bezpečnosti v úložišti radioaktivního odpadu Přehled reprezentativních primárních dat rudních minerálů je v tabulkách 10, 11, 12 a 13. Výsledky studia kassiteritu a wolframitu byly již publikovány (Breiter a Škoda 2005). Výsledky studia Nb-Ta-Ti minerálů jsou v současnosti připravovány do tisku. Složitost vývoje rudních minerálů přibližují obr. 21 a 22. Neobvyklá je zejména přítomnost vysokých obsahů Bi, dokládající jeho vysokou mobilitu v hydrotermálních fluidech.

Kassiterit Byly analyzovány a porovnávány kassiterity magmatické (ze žilného granitu) a hydrotermální (z greisenů) geneze (tab. 10). Podstatné rozdíly byly nalezeny zejména v obsazích Nb, Ta, W a Fe v a jejich vzájemné korelaci. V magmatickém kasiteritu je zřetelná pozitivní korelace mezi Nb+Ta a wolframem a mezi Nb+Ta a železem. Hydrotermální kasiterity se vyznačují kolísavými obsahy Fe a W při stabilně nepatrných obsazích Nb a Ta. Přitom mezi W a Fe není korelace v žádné skupině vzorků.

Tab. 10 Reprezentativní chemické analýzy kassiteritu (váh.%, anal. CAMECA SX100, MU Brno, R. Škoda). Přepočet na základě 2 atomů kyslíku pfu. Asociace B E J L B G F Č.vz. 2322 2686 3663 3747/L 70 132 3389A

WO3 0.000 0.000 0.103 0.349 0.000 0.089 0.093

Nb2O5 0.000 0.446 2.574 2.418 0.000 0.013 1.889

Ta2O5 0.239 0.248 2.337 8.350 0.237 0.191 2.164

SnO2 99.754 96.676 91.162 85.431 98.445 98.946 93.844

TiO2 0.407 1.027 2.557 1.877 0.284 0.000 1.414

SiO2 0.000 0.000 0.024 0.000 0.000 0.000 0.197

Bi2O3 0.052 0.003 0.006 0.000 0.000 0.097 0.000

Y2O3 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 FeO 0.045 0.732 1.141 1.918 0.184 0.081 0.804 MnO 0.016 0.000 0.020 0.055 0.000 0.001 0.000 MgO 0.059 0.054 0.077 0.046 0.063 0.056 CaO 0.243 0.109 0.353 0.336 0.219 0.357 0.000 Total 100.816 99.296 100.355 100.780 99.433 99.830 100.407 Sn 0.985 0.959 0.874 0.831 0.985 0.989 0.920 Nb 0.000 0.005 0.028 0.027 0.000 0.000 0.020 Ta 0.002 0.002 0.015 0.055 0.002 0.001 0.014 Ti 0.008 0.019 0.046 0.034 0.005 0.000 0.026 Fe2+ 0.000 0.000 0.004 0.028 0.000 0.000 0.016 Fe3+ 0.001 0.015 0.019 0.011 0.004 0.002 Mg 0.002 0.002 0.003 0.002 0.002 0.002 0.000 Ca 0.006 0.003 0.009 0.009 0.006 0.010 0.000 Si 0.000 0.000 0.001 0.000 0.000 0.000 0.005 suma kat 1.004 1.005 1.000 1.000 1.005 1.006 0.999

V minulosti byla publikována mnoho pokusů o genetickou interpretaci chemismu kasiteritu. Řadou autorů byly stanovovány obsahy stopových prvků, zejména Nb, Ta, W, Fe, Mn, In, Sc atd. Starší práce vycházející z chemických analýz minerálních koncentrátů (Kosterin 1972, Dulski et al. 1982, Möller et al. 1988, Breiter 1991) narážely na nepřekonatelný problém rozlišení prvků z inkluzí jiných minerálních fází a prvků skutečně

obsažených v mřížce kasiteritu. Teprve použití mikrosondy a hlavně snížení meze stanovitelnosti těžších prvků na řádově stovky ppm umožnilo stanovovat vedlejší a stopové prvky zabudované do krystalové struktury vlastního kasiteritu. V publikovaných analysách obsahuje kasiterit většinou více Ta než Nb (Oen et al. 1982, Novák 1999, Belkasmi et al. 2000), přičemž suma Nb2O5+Ta2O5 se může blížit 10% (~0.065 apfu Nb+Ta). V kasiteritu jsou možné substituce 2 Sn ↔ (Nb,Ta) + Fe3+ (Giuliani 1987), W + 2 Fe3+↔3 Sn a 3 Sn ↔ 2 (Nb,Ta) + (Fe,Mn)2+ (Černý a Ercit 1986, Möller et al. 1988, Belkasmi et al. 2000). Pro analysy s nadbytkem Fe oproti Nb, Ta a W navrhnul Möller et al. (1988) substituci Si + O ↔ Fe 3+ + OH-, ale nepatrné obsahy vody zjištěné v kasiteritu Lososem a Beranem (2003) ukazují, že bude třeba pro železnaté kasiterity hledat jiný substituční mechanismus. U magmatických kasiteritů z Podlesí se výrazně uplatňuje substituce 3 Sn ↔ 2 (Nb,Ta) + (Fe,Mn)2+, zatímco u hydrotermálních kasiteritů je vstup Fe do struktury zajišťován jiným mechanismem (obr. 18) (Breiter a Škoda 2005).

Obr. 18 Substituční mechanismus v kasiteritu magmatické (čtverce) a hydrotermální (troj- úhelníky) geneze.

Wolframit I zde byl sledován rozdíl chemismu mezi wolframitem magmatické a hydrotermální geneze. Typické vybrané analysy jsou prezentovány v tab.11, vztahy mezi některými prvky pak na obr. 19 a 20. V analysovaných vzorcích jsme zjistili výrazně vyšší obsahy Mn ve wolframitu magmatickém než hydrotermálním. Vysoké obsahy Nb a Ta jsou ve wolframitu magmatickém a ve wolframitu z greisenu uvnitř silně frakcionovaného granitu. Wolframit v greisenu z biotitického granitu je chudý Nb a Ta, ale je výrazně obohacen scandiem. Vstup nevzorcových prvků do wolframitu jsou umožněny substitucí (Fe,Sc)3+ + (Nb,Ta)5+ ↔ (Fe,Mn)2+ + W6+ (Černý a Ercit 1986). Poměru Mn/Fe ve wolframitu byl po dlouhou dobu považován za použitelný geotermometr. Novější práce možnost takové interpretace vylučují

(Moore and Howie 1978, Nakashima et al. 1986, Campbell and Petersen 1988, Tindle and Webb 1989). Zdá se být prokázáno, že poměr Fe/Mn je závislý zejména na chemismu okolních hornin. Spolehlivých stanovení Nb, Ta, Sc a dalších prvků je k dispozici méně. Na rozdíl od kasiteritu, koncentruje wolfarmit více Nb než Ta (Nakashima et al. 1986, Tindle and Webb 1989).

Tab. 11 Reprezentativní chemické analýzy wolframitu (hmot.%, anal. CAMECA SX100, MU Brno, R. Škoda). Přepočet na základě 4 atomů kyslíku pfu. Asociace B H J F K I G Č.vz. 68 4011 3663 3389a 3747K 3920 3518D

WO3 75.847 70.471 71.059 72.999 47.196 51.474 55.101

Nb2O5 0.807 3.466 2.809 2.402 19.428 11.872 7.375

Ta2O5 0.188 1.907 1.712 0.524 10.882 8.521 12.477 UO2 0.000 0.000 0.054

SnO2 0.023 0.720 0.601 0.225 0.889 2.562 2.119

ZrO2 0.633 0.606 0.752

TiO2 0.000 0.632 0.461 0.149 0.924 2.413 0.162

SiO2 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.059 0.022

Bi2O3 0.039 0.000 0.027 0.000 0.000 0.002 0.082

Y2O3 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000

Sc2O3 0.000 0.010 0.058 0.140 0.015 0.000 FeO 20.211 19.082 18.560 21.403 16.154 15.347 19.552 MnO 2.868 4.409 4.167 1.968 5.228 5.571 2.152 MgO 0.008 0.004 0.001 0.000 0.002 0.000 0.000 CaO 0.036 0.021 0.016 0.019 0.000 0.000 0.000 Total 100.027 100.720 99.413 99.747 101.673 98.574 100.006 W 0.990 0.899 0.923 0.947 0.563 0.641 0.709 Nb 0.018 0.077 0.064 0.054 0.404 0.258 0.165 Ta 0.003 0.026 0.023 0.007 0.136 0.111 0.168 Sn 0.000 0.014 0.012 0.004 0.000 0.003 0.001 Ti 0.000 0.023 0.017 0.006 0.032 0.087 0.006 Sc 0.000 0.000 0.000 0.003 0.006 0.001 0.000 Fe 0.851 0.785 0.778 0.896 0.622 0.617 0.811 Mn 0.122 0.184 0.177 0.083 0.204 0.227 0.090 Mg 0.001 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 Ca 0.002 0.001 0.001 0.001 0.000 0.000 0.000 P 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 Si 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.003 0.001 U 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.001 Zr 0.000 0.000 0.000 0.000 0.014 0.014 0.018 Bi 0.001 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.001 Y 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 sum kat 1.988 2.010 1.995 2.002 1.981 1.963 1.973

0,012

0,010

0,008 u f p 0,006 a Sc 0,004

0,002

0,000 0,00 0,05 0,10 0,15 0,20 0,25 Mn apfu

Obr. 19 Obsahy Mn vers. Sc ve wolframitu různé geneze. Čtverce- wolframit magmatický, trojúhelníky – wolframit hydrotermální

0,25

0,20

0,15

Mn apfu 0,10

0,05

0,00 0,00 0,05 0,10 0,15 0,20 0,25 Nb+Ta apfu

Obr.20 Obsahy Nb+Ta vers. Mn ve wolframitu různé geneze. Prázné čtverce- wolframit magmatický, trojúhelníky – wolframit hydrotermální z žilných greisenů, plné čtverce – wolframit hydrotermální z topazových greisenů.

Rutil a columbit Chemické analýzy minerálů obsahujících Ti, Nb a Ta (+Fe, Ti W) (tab. 12 a 13) tvoří téměř spojitý systém od rutilu po columbit, komplikovaný ještě přítomností vysokých koncentrací wolframu. Zrna těchto fází jsou velmi nehomogenní. Rutily jsou v BSE většinou skvrnité, bez zřetelné zonálnosti. Columbity jsou někdy také skvrnité (obr. 21), ale jindy naopak vykazují často zřetelnou zonálnost, často srůstají s wolframitem a/nebo jsou některé jejich zóny obohaceny bismuthem (obr. 22). Zpracování analýz těchto fází právě probíhá.

Obr. 21 Columbit, vzorek 3747K. Distribuce prvků (EMPA). Detailně nehomogenní, ale generelně nezonární krystal s lokálními nabohaceními W a Ti. Povšimněte si rozdílu oproti zonárnímu krystalu na dalším obrázku.

Obr. 22 Hydrotermálně postižený columbit, vzorek 3663. Distribuce prvků (EMPA). Krystal columbitu v jádře je obrůstán zónou obohacenou Bi a Zr a posléze wolframitem.

Tab. 12 Reprezentativní chemické analýzy rutilu (hmot.%, anal. CAMECA SX100, MU Brno, R. Škoda). Přepočet na základě 2 atomů kyslíku pfu. Asociace A B C E F J I Č.vz. 111 2322 3610B 2686 3389 3663 3916

WO3 0.071 0.427 5.570 0.670 1.382 0.078 0.458

Nb2O5 1.356 9.647 0.537 8.489 14.040 10.008 10.966

Ta2O5 0.207 3.474 0.000 2.984 5.959 23.622 28.112

UO2 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000

SnO2 0.011 2.501 2.612 2.514 3.114 2.313 3.696

ZrO2 0.050 0.000 0.095 0.000 0.011 0.000 0.042

TiO2 95.153 79.005 88.022 77.782 67.565 56.822 47.167

SiO2 0.632 0.000 0.031 0.000 0.000 0.000 0.013

Bi2O3 0.039 0.000 0.041 0.002 0.016 0.000 0.040

Y2O3 0.000 0.012 0.000 0.013 0.032 0.052 0.000

Sc2O3 0.007 0.000 0.000 0.000 0.000 0.063 0.000

Al2O3 1.199 0.049 0.165 FeO 0.843 4.591 2.798 6.586 7.671 6.290 8.559 MnO 0.093 0.002 0.000 0.011 0.021 0.134 0.108 MgO 0.036 0.000 0.004 0.000 0.000 0.001 0.000 Total 97.928 99.683 99.761 99.058 99.811 99.386 99.346 Ti 0.959 0.859 0.930 0.856 0.772 0.711 0.626 Sn 0.000 0.014 0.015 0.015 0.019 0.015 0.026 Nb 0.008 0.063 0.003 0.056 0.096 0.075 0.087 Ta 0.001 0.014 0.000 0.012 0.025 0.107 0.135 Fe2+ 0.009 0.040 0.033 0.036 0.066 0.087 0.126 Fe3+ 0.016 0.044 0.032 0.000 Mn 0.001 0.000 0.000 0.000 0.000 0.002 0.002 W 0.000 0.002 0.020 0.003 0.005 0.000 0.002 Sc 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.001 0.000 Si 0.008 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 sum kat 1.009 1.008 1.001 1.022 1.016 0.999 1.008

Tab. 13 Reprezentativní chemické analýzy columbitu (hmot.%, anal. CAMECA SX100, MU Brno, R. Škoda). Přepočet na základě 6 atomů kyslíku pfu. Asociace G H L K J I G Vzorek 2756A 4013 b 3747L 3747K 3663 3916 3518D

WO3 3.720 21.509 6.879 10.154 1.632 4.532 6.751

P2O5 0.009

Nb2O5 63.281 34.244 45.698 43.039 42.503 58.331 58.366

Ta2O5 8.411 21.691 25.386 26.865 11.917 11.100 9.653

UO2 0.074 0.000 0.048 0.036 0.000 0.066 0.044

ThO2 0.000

SnO2 0.383 0.744 0.907 0.282 18.705 1.083 0.484

ZrO2 0.304 0.805 0.368 0.313 0.057 0.283 0.329

TiO2 3.147 1.568 2.157 1.097 9.421 3.965 3.956

SiO2 0.000 0.000 0.000 0.002 0.000 0.017 0.014

Bi2O3 0.000 0.000 0.018 0.012 0.000 0.000 0.000

Y2O3 0.205 0.000 0.078 0.079 0.119 0.102 0.095

Sc2O3 0.189 0.431 0.165 0.053 0.000 0.195 0.198

Al2O3 0.212 0.012 0.015 0.011 0.000 FeO 12.092 14.703 14.051 15.439 12.898 13.060 14.389 MnO 8.003 4.587 4.299 3.402 2.427 6.272 5.273 MgO 0.000 0.004 0.000 0.000 0.009 0.000 0.000 CaO 0.016 0.058 0.000 0.000 0.019 0.000 0.000 Total 99.825 100.557 100.111 100.844 99.716 99.076 99.651 W 0.056 0.367 0.113 0.170 0.025 0.070 0.104 Nb 1.669 1.020 1.314 1.256 1.158 1.570 1.563 Ta 0.133 0.389 0.439 0.472 0.195 0.180 0.155 Sn 0.009 0.020 0.023 0.007 0.450 0.026 0.011 Zr 0.009 0.026 0.011 0.010 0.002 0.008 0.010 Ti 0.138 0.078 0.103 0.053 0.427 0.178 0.176 Sc 0.010 0.025 0.009 0.003 0.000 0.010 0.010 Fe 0.590 0.810 0.748 0.833 0.650 0.650 0.713 Mn 0.396 0.256 0.232 0.186 0.124 0.316 0.264 sum kat 3.018 3.010 2.998 2.995 3.038 3.014 3.011

3. Diskuse a interpretace

3.1 Geologické znaky Peň u Podlesí není jediným výchozem granitů extrémně bohatých fluorem a fosforem v rámci nejdeckého masivu. Velmi podobné, i když o něco méně frakcionované horniny byly zachyceny na třech dalších místech blatenského masivku: - výchoz o průměru 20-30 m otevřený malým starým lůmkem při j. okraji blatenského masivku sv. od Perninku (Komárek 1968), - vrtné jádro vrtu JD-64 u zaniklé osady Háje při vých. kontaktu blatenského masivku (popis vrtu se nezachoval, ale úlomky jádra zanechané na vrtné plošině byly nově analysovány), - cca 20 cm mocná strmá V-Z žíla v lomu na j. úpatí Pískovce v údolí Černé vody nedaleko ústí štoly Streitpingen. Časový odstup mezi intruzí biotitického granitu blatenského masivku a pně u Podlesí je asi 5 Ma (nepublikovaná Ar/Ar data S. Scharbert). Proto se zdá být pravděpodobné, že peň na Podlesí je produkt pokročilé frakcionace téhož zdroje, který dal o něco dříve vzniknout biotitickým granitům mladšího intruzivního komplexu nejdeckého masivu („krušnohorským granitům“).

3.2 Vznik specializované taveniny Granity intruzivního systému u Podlesí jsou silně obohaceny litofilními prvky F, P, Li, Rb, Cs, U a vzácnými kovy Sn, Nb, Ta a W. Určité části systému pak jsou některými ze jmenovaných prvků obohaceny extrémně. Podle všech petrografických pozorování je extrémní obohacení těmito prvky magmatického původu. Vznik granitické taveniny takto speciálního složení lze vysvětlit jako několikastupňový proces: 1. vznik taveniny „granitu pně“ jako mateřského granitu celého systému z „běžné“ taveniny biotitických granitů nejdeckého masivu: již samo magma mladšího intruzivního komplexu nejdeckého masivu reprezentuje poměrně silně frakcionovanou a specializovanou taveninu bohatou F, Li, Rb, Sn a P. Přestože existuje určitý hiát mezi nejfrakcionovanějšími biotitickými granity v severní části blatenského masivku (Breiter et al. 1987) a granitem pně z Podlesí, je genetický vztah obou těles více než zřejmý. Extrémní nabohacení fosforu v granitech z Podlesí nevyžaduje žádný speciální fosforem bohatý zdroj. Nabohacení fosforem je výsledek nadbytku hliníku v tavenině za současně nízkého obsahu vápníku (obr. 23) (Breiter 1998). Za vysoké peraluminity je totiž potlačena nukleace apatitu, veškerý vápník je spotřebován pro tvorbu raného plagioklasu a fosfor zůstává v tavenině. Ve zbytkové tavenině tak obsah P2O5 převýší 1%. A protože již žádný Ca není k pro tvorbu apatitu k dispozici, vstupuje fosfor do struktury živců (a posléze i do topazu, amblygonitu, zirkonu). 2. vznik taveniny „žilného granitu“: pokračující frakcionace granitu pně během intruze a ve spodní části systému i po intruzi in situ produkovala malé domény reziduální vodou bohaté taveniny ještě více obohacené o P, F, Li, Rb, Nb, Ta, W, U etc. Vysoký obsah depolymerisujících kationtů snižoval viskositu a zvyšoval mobilitu této taveniny (Mysen 1987). Tato „tavenina“ byla ve skutečnosti směsí vodou bohaté silikátové fáze a zachycených krystalů křemene, živců, slíd a topazu. Jednotlivé „bubliny“ této méně viskozní fáze stoupaly vzhůru a spojovaly se. V okamžiku otevření prvních plochých puklin v krystalizujícím pni byly bubliny reziduální taveniny nasáty do otevřených puklin a vytvořily „žíly“. 3. frakcionace in situ uvnitř velkých žil: přestože krystalyzující magma obsahovalo již značné množství krystalů, tavenina mezi nimi obsahovala dostatek vody, F, P a Li pro další frakcionaci. V těchto podmínkách zbytková tavenina krystalizovala od spodního kontaktu směrem vzhůru (Morgan a London 1999).

Obr. 23 Vznik P-bohatých granitů krystalizací peraluminické Ca-chudé taveniny. V peraluminickém prostředí je potlačena krystalizace raného apatitu. Přítomný vápník je spotřebován převážně na krystalizaci raného plagioklasu. V pokročilé tavenině již není žádný vápník k dispozici a fosfor je nucen vstupovat do krystalové mříže ortoklasu, příp. albitu.

3.3 Zonalita horninotvorných minerálů Zonalita ortoklasu a Li-slídy ze žilného granitu dokládá dvě stádia krystalizace této horniny, zatímco homogenní krystaly z granitu pně krystalizovaly během jediné epizody (Breiter et al. 1997a). Přitom složení homogenních krystalů ortoklasu a Li-slídy z granitu pně je identické se složením jader krystalů těchto minerálů ze žilného granitu a reprezentuje produkt prvního stádia krystalizace mateřské taveniny. Naopak P-bohaté lemy ortoklasu a Li-bohaté lemy slíd, nalezené pouze v žilném granitu, představují produkt krystalizace v podstatně více vyvinutém prostředí reziduální taveniny. P-bohaté lemy ortoklasu i albitu kromě toho dokazují plně magmatický vznik žilného granitu bez jakého-koliv metasomatického přepracování (detailní argumentace viz Breiter et al. 1997a, Breiter a Frýda 2001, Breiter et al. 2002).

3.4 Vysoká saturace fluorem Všechny variety granitu z Podlesí jsou bohaté fluorem. Granit pně obsahuje 0.6-1.8 % F a žilný granit dokonce 1.4-2.4 % F. Obsah fluoru v krystalizující residuální tavenině musel býti ještě výrazně vyšší. Vysoký obsah fluoru v amblygonitu (9.4-10.3 % F) odpovídá podle Londona et al. (2001) 2.5-3.0 % F v krystalizující tavenině. Též téměř 100 % saturace fluoru v zinnwalditu a topazu ze žilného granitu dokládá extrémně vysoký obsah F ve zbytkové tavenině. Zřejmě naprostý nedostatek vápníku v prostředí byl důvodem téměř úplné absence fluoritu. Fluorit byl nalezen pouze jako několik drobných modrých zrnek v granitu pně v těsné blízkosti podložního kontaktu hlavní žíly žilného granitu ve starém lomu.

3.5 Saturace borem Současný obsah boru v granitech z Podlesí (20-60 ppm) je příliš nízký, aby bor mohl mít efektivní vliv na způsob krystalizace taveniny. Uvážíme-li však intenzivní turmalinizaci fylitů v širokém exokontaktu, musíme v primární tavenině předpokládat obsah boru o jeden, spíše

však o dva řády vyšší. Vysoký obsah F a současně nízký obsah Fe však nedovolil krystalizaci magmatického turmalínu ani při předpokládaném obsahu kolem 1% B (při 500-600 oC a 1 kbar by bylo třeba cca 2% B v tavenině, Wolf and London 1997). Při episodickém otvírání systému (viz dále) bor efektivně přecházel do vodné fáze (Hervig et al. 2002) a migroval do exokontaktu, kde v prostředí bohatém na železo dal vznik hojnému turmalínu. B-bohatá fluida vynesla z taveniny i podstatnou část cínu a exokontaktní turmalinity tak místy obsahují i hojný kassiterit. Křemen-turmalinové nodule nalézané řídce v hlubší části vrtu PTP-3 jsou velmi pravděpodobně post-magmatickým projevem migrace zbytkových fluid z hloubky krystalizujícího masivu.

3.6 Etapy magmatické brekciace Ačkoliv magmatické brekcie jsou v apikálních částech pňů cínonosných granitů dosti častým jevem (Krupka, Cínovec, Sadisdorf a Gottesberg v Krušných horách, Krásno ve Slavkovském lese, více lokalit v Cornwalu, Anglie), byl jejich původ rozpoznán poměrně nedávno (Oelsner 1952, Schust a Wasternack 1972, Allman-Ward et al. 1982, Seltmann a Schilka 1991, Jarchovský a Pavlů 1991). Např. na Krupce v revíru Knotl byla spektakulární trubka rulové brekcie tmelená Mo-W-greisenem popisována jako tektonická brekcie (Beck 1914) a teprve v moderní době byl rozpoznán její intruzivní charakter (Eisenreich a Breiter 1993). V Krušných horách se vyskytují dva geochemické typy cínonosných granitů, oba mohou být provázeny brekciací: slabě peraluminický P-chudý granit v Krupce, Cínovci, Seifen a Gottesbergu, silně peraluminický P-bohatý granit v Krásně a na Podlesí. Na Podlesí byla doložena brekciace ve třech epizodách vývoje granitového systému: 1. Exlosivní brekcie byla ojediněle nalezena v suti při jz. kontaktu pně. Originální tvar brekciového tělesa nemůže být rekonstruován. Brekcie je složena z ostrohranných i zaoblených úlomků fylitu tmelených drobnozrnným granitem. Protože mineralogické složení tmelu brekcie je shodné s granitem nejsvrchnější části pně, je nutno spojit vznik brekcie s epizodou vmístění první části magmatu do prostoru dnešního pně. Ačkoliv je genetická interpretace diskutované brekcie poněkud spekulativní, lze na základě i. nálezu brekcie pouze na svrchním kontaktu intruze, a ii. naprosté absenci jaké-koli hydrotermální alterace fylitových klastů i granitové matrix učinit závěr, že brekcie je skutečně explosivní, vzniklá při katastrofickém odplynění magmatu a tmelená velmi rychle ochlazenou a krystalizující první porcí intrudujícího magmatu granitu pně. 2. K další brekciaci došlo v počátečním stádiu krystalizace žilného systému. Vrstevnaté textury ve svrchní části hlavní žíly dokazují krystalizaci v otevřeném systému. Toto otevření systému muselo být velmi rychlé a provázené adiabatickým ochlazením krystalizující taveniny. Jenom tak lze vysvětlit vznik vrstevnatých usměrněných textur. Přitom byla ve vých. část žíly právě vykrystalizovaná vrstva granitu brekciována a tmelena další porcí magmatu. 3. K poslední doložené brekciaci došlo v závěrečné etapě vzniku žilného systému. Tehdy byla již naprostá většina taveniny žilného granitu vykrystalizována a pouze izolované kapky residuální taveniny často velmi neobvyklého složení přežívaly v intersticiálních mezerách a pórech horniny. Při uvolnění vnitřního pnutí chladnoucího masivu došlo k dekrepitaci krystalů křemene poblíž svrchního kontaktu žíly. Residuální tavenina byla nasáta z pórů do otevřených puklin a tam rychle krystalizovala. Vznikly tak „žilky“ s neobvyklým chemismem: bohaté K a P (K-živec + apatit) nebo bohaté Na a F (albit+topaz). Existence dvou kontrastních pozdních tavenin byla pozorována již v taveninových inkluzích (Thomas in Breiter et al. 1997a) a nyní potvrzena ve větším měřítku.

3.7 Vznik plochých žil Prakticky vodorovně uložené žíly žilného granitu byly nalezeny ve výchozech i ve všech vrtech. V nejmocnější ze žil (6-7 m) byl kdysi založen dnes již dávno opuštěný lom (Komárek 1968). V horní části vrtu PTP-1 byly nalezeny i strmé žilky, ty jsou však nesrovnatelně tenčí (do 5 cm). Žádné „přívodní kanály“ nebyly nalezeny v hlubších částech vrtů. Vznik žil byl postupně vysvětlován několika způsoby: - intrusivní (Komárek 1968) - metasomatický („greisenizace“, Lhotský et al. 1988), - filter-pressing (postupné vytlačování zbytkové taveniny z pórů horniny do otvírajících se plochých puklin během ochlazování tělesa, Breiter and Seltmann 1995). Metasomatický vznik byl vyloučen v okamžiku rozpoznání dvou stádií krystalizace hlavních minerálů žilného granitu (Breiter et al. 1997). Nález vrstevnatých textur vylučuje i hypotesu filter-pressngu a dokazuje, že žíly vznikly skutečně intruzí frakcionovaného magmatu z hlubší části krystalizujícího masivu a následnou frakcionací in situ.

3.8 Magmatická vrstevnatost a usměrněné textury Jednoduchá magmatická vrstevnatost tvořená střídáním vrstev s variabilním poměrem neorientovaných krystalů hlavních horninotvorných minerálů je poměrně běžným jevem aplit- pegmatitových těles. V aplito-pegmatitech může být vrstevnatost zvýrazněna i přítomností nějakého tmavého minerálu, nejčastěji granátu či turmalínu (Breaks and Moore 1992, Morgan and London 1999). Všeobecně se takováto vrstevnatost vyvíjí od spodního kontaktu tělesa směrem vzhůru (Tanco, Little Three etc.).Největší dosud popsaný příklad zvrstveného aplit- pegmatitového komplexu je Calamity Peak granit-pegmatitový systém v Jižní Dakotě. Tento borem bohatý pluton obsahuje ve své svrchní části 400 m mocný komplex střídání aplitových a pegmatitových poloh o mocnosti 0.1 - 2 m (Duke et al. 1992). Magmatická vrstevnatost v pravých granitech je naproti tomu vzácná, vyskytuje se poblíž svrchního kontaktu tělesa a krystalizuje směrem dolů (Baluj 1995, Zarajsky et al. 1997). Magmatická vrstevnatost s krystaly orientovanými kolmo na vrstevnatost (nazývaná „unidirectional solidification textures“ - UST) se typicky vyskytuje v subvulkanických pních granitových porfyrů s mineralizací Mo, W a Sn. Vrstevnatost je zpravidla rovnoběžná s kontaktem intruze a tvořená vrstvami usměrněných automorfních krystalů křemene alternujícími s vrstvami jemnozrnného aplitu. Pod různými jmény byl tento fenomén popsán nejdříve ze Zabajkalí a Kazachstanu (Kormilitsin a Manuilova 1957, Povilaytis 1961), ale teprve anglicky psaná publikace Shanona et al. (1982) popisující tento jev z porfyrových ložisek západu USA učinila jej obecně známým. Citovaní autoři jako první užili negenetický termín UST (primárně metalurgický termín). Později Kirgham a Sinclair (1988) definovali termín „comb quartz layer“ pro specifický typ UST s výrazně dominujícím křemenem. Vedle porfyrových systémů byly usměrněné textury nalezeny i v pegmatit-aplitových systémech (London 1992). Na rozdíl od porfyrů, v pegmatit-aplitech jsou tvořeny nejen křemenem, ale i K-živcem. Duke et al (1992) popsali krystaly pertitu a turmalínu rostoucí kolmo ma kontaktní plochy aplitových a pegmatitových vrstev v Calamity Peak plutonu v Jižní Dakotě. Tento jev tam je běžný v blízkosti svrchního kontaktu, ale vyskytl se i poblíž kontaktu spodního a dokazuje tak postup krystalizace od obou kontaktů směrem do centra tělesa. Weber et al. (1997) nalezli křemen a turmalin krystalizující kolmo na vrstevnatost v GAB-pegmatit-aplitu v Kalifornii. Stephenson (1990) popsal UST s krystaly křemene a pérovitými agregáty myrmekitu Q+Kfs z hypersolvního granitu East plutonu, Hinchinbrook Island, Austrália. Ve vrstevnatých granitech bývá celkové složení vrstevnaté sekvence shodné s celkovým složením celého tělesa (Zarajsky et al. 1997). Vrstevnaté aplit-pegmatitové systémy obsahují obvykle Na-obohacený spodní aplit a K-obohacený svrchní pegmatit (Duke et al. 1992,

Breaks a Moore 1992, Morgan a London 1999). Naopak porfyrové systémy tvořené křemenem + intersticiálním aplitem mohou obsahovat až 60% modálního křemene a složení vrstevnaté sekvence se drasticky liší od granitického složení matečného porfyru. Intensivní obohacení křemenem v UST vrstvě bylo vysvětlováno krystalizací dodatečného křemene z hydrotermálního fluida uvolněného sekundárním varem magmatu (Kirkham a Sinclair 1988) či konvektivním odplyněním (Lowenstern a Sinclair 1996). V poslední době je nahromadění křemene v pozdním stádiu vývoje magmatických systémů vysvětlováno krystalizací Si- bohatého gelu (Taylor 2002). McBirney a Noyes (1979) považovali oscilující přesycení v hraniční vrstvě krystalizující zóny za principiální důvod vzniku vrstevnatých textur v bazických horninách. Vrstevnatost granitoidních hornin, ač v posledních dvou dekádách intensivně studována, nebyla dosud uspokojivě vysvětlena (přehled např. v London 1992). Experimentální práce vznikají na tomto poli až v posledním desetiletí. Webber et al. (1997) podtrhl význam podchlazení pro heterogenní nukleaci a oscilační růst krystalů v pegmatit-aplitových systémech. London (1999) na základě pokusů s taveninami dotovanými F, B a P považuje efekt hraniční vrstvy v podchlazené tavenině (hlouběji než 100 oC pod likvidem) za rozhodující pro vznik vrstevnatosti. Balashov et al. (2000) vyvinuli model „swinging eutectic“ pro albit-křemenný a albit-K-živcový system. Oscilace v tlaku fluid vyvolané episodickým odplyněním vyvolávají expansi pole stability křemene (za vysokého tlaku) nebo albitu (za snížení tlaku) a tedy krystalizaci křemen-albitových rytmitů. Fedkin et al. (2002) dělali pokusy s P- a F-dotovaným granitem z Podlesí. Pokusy dokázaly možnost vzniku vrstevnatých textur ve svrchní části taveného vzorku s oscilací obsahů Al, Si, P, F, Na a K v jednotlivých laminách. Na Podlesí dosáhly vrstvy s usměrněnou krystalizací mocnosti až 1 m (vrt PTP-1, hloubka 86-87 m). Dobře dokumentovaný soubor lamin s usměrněnou krystalizací odkrytý ve starém lomu je mocný 40-45 cm. Usměrněná krystalizace je vizualizována zejména velkými krystaly ortoklasu, křemene a vějířovitými agregáty zinnwalditu. Mineralogicky i chemicky se vrstevnatá sekvence z Podlesí blíží více k aplit-pegmatitům, než k porfyrovým systémům. Nicméně, s vyjímkou 10 cm vrstvy velkých krystalů ortoklasu, na Podlesí nelze pozorovat tendenci k obohacení o draslík v horní a obohacení o sodík ve spodní části žíly. Celkové složení nejsvrchnější 30 cm mocné laminované části žíly (vz. 3416 v tab. 3) je blízké průměrnému složení celé žíly. Celkové složení UST-vrstvy budované převážně ortoklasy se však od průměrného složení žíly velmi liší - je obohacené o K a Al a ochuzené o Na a Si. Celkové složení UST-vrstvy je možno modelovat jako primární tavenina + 25 váh.% přidaného K-živce. To znamená, že 25% Kfs je přidáno ke granitové (Q+Ab+Kfs) matrix. Na tomto místě je vhodné připomenout, že vzhledově podobný stockscheider (vz. 3361 v tab. 3) se od složení granitu pně neliší - ve stockscheideru jsou velké krystaly mikroklinu kompenzovány Q+Ab matrix chudou draslíkem. Dalším podstatným rozdílem mezi UST- vrstvou a stockscheiderem jsou rozdílné obsahy volatilií a stopových prvků. Stockscheider je ve srovnání se svou mateřskou taveninou výrazně ochuzen o F, P, Li i Rb - tyto prvky byly pravděpodobně transportovány s odštěpenými fluidy ven z krystalizujícího systému Naopak v UST byly volatilie i stopové prvky zakonzervovány v krystalizujících minerálech (P, Rb- bohatý Kfs, F, Li-bohatý zinnwaldit, topaz). Změna isotropní granitické krystalizace v anisotropní krystalizaci v laminární sekvenci s UST v žilném granitu odráží změnu rovnovážné krystalizace v uzavřeném systému v krystalizaci nerovnovážnou v systému otevřeném. Nerovnováha systému byla způsobena zejména jeho podchlazením. Růst velkých usměrněných krystalů ortoklasu byl umožněn dostatečnou koncentrací fluoru, fosforu a vody. Všechny tyto tři složky totiž zvyšovaly schopnost taveniny byli podchlazenou, potlačovaly nukleaci krystalů a prodlužovaly dobu zpoždění mezi okamžikem kdy tavenina dosáhla teploty teoretického peritektika a skutečným

počátkem nukleace (London 1996). Následkem toho tavenina žilného granitu byla schopná „přežít“ do teplot pod 500 oC. Fenn (1977) zjistil, že hustota nukleace živců výrazně klesá s růstem obsahu vody v tavenině. Výsledkem je krystalizace velkých krystalů živců z vodou nasycených tavenin. Při stejném stupni podchlazení je nukleace živců potlačena mnohem více než nukleace křemene (London et al. 1989), takže krystaly Kfs jsou větší než krystaly asociovaného křemene. Rychlý růst velkých krystalů Kfs vyvolal saturaci nekonzumovaných elementů taveniny na hraně rostoucích krystalů. To vyvolalo krystalizaci velkého množství drobných krystalků albitu zonálně uspořádaných ve velkých krystalech ortoklasu (obr. 9e, 12d). Na stejném principu vznikaly i krystaly snow-ball křemene. Nově vykrystalizované tenké laminy nebyly zcela rigidní, obsahovaly ještě určité množství zbytkové taveniny. Následkem toho byly v některých částech žíly ptygmatiticky deformovány. Drobné apofysy (cm řádu) taveniny pronikaly do starších vrstev v nadloží (obr. 9b). Mineralogické a chemické složení a zrnitost jednotlivých lamin se dramaticky liší. Hranice jednotlivých lamin jsou často zcela ostré (obr. 9a), jinde ale i difuzní. Velký rozptyl normativního složení jednotlivých lamin (detaily in Breiter 2002) je dalším dokladem nerovnovážné krystalizace v otevřeném systému. Podstatný rozdíl mezi většinou výše diskutovaných modelů vývoje UST za podchlazení a Podlesím je v obsahu boru. Vrstevnatý systém Calamity peaku obsahuje 0.3-0.5 % B (Duke et al. 1992). London (1999) užil pro své experimenty haplogranit dotovaný 2.9 % B2O3. Aktuální obsah B v horninách z Podlesí je zanedbatelný (< 60 ppm). Přesto podchlazení musí být považováno za rozhodující faktor vyvolávající vznik magmatické vrstevnatosti i na Podlesí. Velký rozptyl normativního složení lamin (Breiter 2002) indikuje, že i model „swinging eutectic“ (Balashov 2000) by měl být brán vážně.

3.9 Reakce mezi granitem a vodnými fluidy Postmagmatické procesy založené na reakci horniny s hydrotermálními roztoky ovlivnily granity na Podlesí pouze v minimálním rozsahu. Raná fluida bohatá fosforem patrně zapříčinila krystalizaci pozdních hydratovaných fosfátů ve vrstevnaté partii žilného granitu. Tato fluida nejspíše také redeponovala radiogenní stroncium ze slíd do těchto pozdních fosfátů (Kostitsyn a Breiter 2001). Pozdní F-bohatá, ale Li-chudá fluida dala vznik tenkým okolopuklinovým křemen- biotitovým greisenům, které byly sporadicky nalezeny ve výchozech v celém rozsahu vrtného profilu.

3.10 Únik vodných fluid do exokontaktu Kfs/melt Icenhower a London (1996) nalezli DRb = 1 pro podmínky geologicky relevantní Podlesí. Obsah Rb zjištěný v ortoklasu na Podlesí je však podstatně vyšší, než jaký by podle uvedeného vztahu bylo lze očekávat z celkového obsahu Rb v granitu. Thomas (in Breiter et al. 1997a) nalezl vysoké obsahy Rb (0.6-0.7 % Rb2O) v uzavřeninách pozdní taveniny v křemeni. Obě zjištění naznačují, že krystalizující tavenina měla podstatně více Rb než mají současné granity. Široká aureola kontaktně přeměněných (turmalinizovaných) fylitů v okolí granitového pně obsahuje kolem 400 ppm Rb, zatímco obsah Rb ve fylitech mimo tuto aureolu dosahuje cca 250 ppm. Zdá se tedy, že podstatná část rubidia byla z krystalizující taveniny vynesena vodnými fluidy do exokontaktu a podílela se na mohutné metasomatose fylitové serie.

3.11 Modely V minulosti bylo pro vznik granitového systému Podlesí vyslobeno několik hypotéz, které vycházely z dobových názorů na genezi rudonosných granitů. Lze tak v rozmezí cca 35 let dokladovat vývoj názorů české geologické komunity na genezi rudonosných granitů a s nimi spjatých mineralizací. Komárek (1968) považoval plochou žílu zastiženou ve starém lomu za pozdní intruzi silně frakcionované taveniny. Tento dobrý terenní pozorovatel (vzděláním a pozicí technik), nezatížený teoriemi, projevil více geologického postřehu než mnozí jeho renomovaní nadřízení. Lhotský et al. (1988) se na základě vysokého obsahu topazu ve studovaných výbrusech z plochých žil domníval, že jde o greisen. Tedy produkt hydrotermální alterace podél plochých puklin v chladnoucím granitovém tělese. Seltmann (in Breiter and Seltmann 1995) považoval ploché žíly za produkt migrace reziduální taveniny či fluid z porů protolithionitového granitu do otvírajících se plochých puklin při chladnutí pně (filter-pressing). Zásadní obrat v interpretaci přinesly podrobné studie zonality horninotvorných minerálů a objevy brekcií. Podle současných poznatků lze tedy vývoj granitového systému na Podlesí popsat pomocí následujícího modelu: 1. vmístění granitové taveniny (magma protolithionitového granitu pně) do „mělké“ hloubky, krystalizace stockscheideru, nahromadění vody a těkavých komponent pod stockscheiderem. Když tlak fluid převýšil litostatický tlak nadloží došlo k brekciaci stockscheideru a fylitového nadloží a explozivnímu úniku fluid (1. otevření systému). Unikající fluida kvantitativně odnesla z granitové taveniny bor a způsobila intensivní turmalinizací nadložních fylitů. 2. pokles tlaku vedl k rychlé krystalizaci cementu brekcie a nejsvrchnější části pně z taveniny poměrně chudé vodou a volatiliemi. Tato část pně je složena z Li-biotitu, P- chudých živců a křemene. Všechny minerály jsou homogenní, bez zonárnosti. Topaz je pouze akcesorický, často fragmentární. Pod tímto rychle vykrystalizovaným „špuntem“ se magma opět začalo obohacovat vodou a volatiliemi a krystalizoval typický albit-topaz- protolithionitový granitm pně (A/CNK = 1.15-1.25, 0.4-0.8 hmot. % P2O5, 0.6-1.8 hmot. % F, 0.15-0,20 hmot. % Li). Následující pokračující frakční krystalizace vyprodukovala malé množství F, P, Li- a vodou bohaté zbytkové taveniny. Když se svrchní část pně ochladila natolik že přešla do stádia křehké deformace a objevili se první ploché pukliny, zbytková tavenina (A/CNK= 1.2-1.4, 0.6-1.5 hmot. % P2O5, 1.4-2.4 hmot. % F, 0.2-0,3 hmot. % Li) do nich intrudovala v podobě plochých žil. 3. Krystalizace žil probíhala od obou kontaktů, od spodního rychleji než od horního. Nakupení fluid pod horním kontaktem vedlo ke vzniku vrstevnatých textur. Když podstatná část objemu žil vykrystalizovala (pravděpodobně vice než 80%), zbytková tavenina podruhé dosáhla saturace vodou, náhle uvolněná voda unikla ze systému (2. otevření) za vzniku lokálních brekcií. Následující prudký pokles tlaku vyvolal adiabatický pokles teploty, podchlazení taveniny a krystalizaci usměrněných textur. Opakování usměrněných textur v některých částech žíly lze vysvětlit proměnlivostí tlaku za adiabatických podmínek. 4. Žilné brekcie byly stmeleny posledními zbytky silikátové taveniny. Z odmíšených P- bohatých fluid krystalizoval amblygonit. 5. Pozdní fluida vystupující z hloubi pně byla F-bohatá, ale Li-chudá a dala vzniknout prakticky bezvýznamným okolopuklinovým greisenům.

Literatura Absolonová E. and Matoulek M. (1971): Studium geochemických anomálií v nejdecké části karlovarského plutonu. MS archiv ČGS Praha. Absolonová E. and Pokorný L. (1983): The W-Sn-Mo-Bi deposit at Boží Dar near Jáchymov. Sbor. Geol. Věd, LG, 73-110. Allman-Ward P. et al. (1982): An Intrusive Hydrothermal Breccia Body at Wheal Remfry in the Western Part of the St. Austel Granite Pluton, Cornwall, England. In: Evans A.M. (ed): Metallization Associated with Acid Magmatism. 1-28. J. Wiley. Balashov V.N., Zaraisky G.P. and Seltmann R. (2000): Fluid-Magma Interaction and Oscillatory Phenomena during Crystallization of Granitic Melt by Accumulation and Escape of Water and Fluorine. Petrology, 8, 505-524. Beck F. (1914): Die Zinnerzlagerstätten von Graupen in Böhmen. Jahrb. Geol. Reichsanstalt, 64, 296-306. Belkasmi M., Cuney M., Pollard P.J. and Bastoul A. (2000): Chemistry of the Ta-Nb-Sn-W oxide minerals from the Yichun rare metal granite (SE China): genetic implications and comparison with Moroccan and French Hercynian examples. Mineral. Magazine, 64, 507-523. Beus A.A. and Zalaškova N.E. (1962): High-temperature postmagmatic metasomatism in granitoids. Izv. AN SSSR, ser. geol., 13-31. (in Russian) Breaks F.W. and Moore J.M. jr. (1992): The Ghost lake batholith, Superior province of northwestern Ontario: A fertile, S-type, peraluminous granite - rare element pegmatite system. Canadian Mineralogist 30, 835-875. Breiter K. (1985): Ložiskové zhodnocení greizenů blatenského žulového masívku. MS archiv ČGS Praha. Breiter K. (1986): Geochemické typy žul v nejdeckém masivu. 25. symposium Hornická Příbram ve vědě a technice, sekce G, 295-307. Příbram. Breiter K. (1991): Chemické složení kasiteritu. Zprávy o geologických výzkumech v roce 1990. s. 16-18. ČGÚ Praha. Breiter K. (1994): Variscan rare metal-bearing granitoids of the Bohemian Massif. In: Seltmann, Kampf and Moller (eds): Metallogeny of collisional orogens. 91-95. CGS Praha. Breiter K. (1997): Teplice rhyolite (Krušné hory Mts., Czech Republic) Chemical evidence of a multiply exhausted stratified magma chamber. Bull. Czech geol. Surv., 72, 205-213. Breiter K. (ed, 1998): Genetic significance of phosphorus in fractionated granites - Excursion guide. 170p. Breiter K. (1998): Geochemical evolution of P-rich granite suites: Evidence from Bohemian Massif. Acta Univ. Carol., Geol., 42, 7-19. Breiter K. (2001, ed.): International Workshop Phosphorus- and Fluorine-rich fractionated granites, Podlesí. Abstracts, Excursion Guide, Programme. 108 p. Czech Geol. Surv. Praha. Breiter K. (2002): From explosive breccia to unidirectional solidification textures: magmatic evolution of a phosphorus- and fluorine-rich granite systém (Podlesí, Krušné hory Mts., Czech Republic). Bulletin of the Czech Geological Survey, 77, 67-92.

Breiter K., Förster H. and Seltmann, R. (1999): Variscan silicic magmatism and related tin- tungsten mineralization in the Erzgebirge-Slavkovský les metamollgenic province. Mineralium deposita, 34, 505-521. Breiter K., Förster H.-J. and Škoda, R. (2005): Extreme P-, Bi-, Nb-, Sc-, U- and F-rich zircon from fractionated perphosphorus granites… Lithos, in print. Breiter K. and Frýda J. (2001): Phosphorus and rubidium in alkali feldspars – tools for better understanding of the late- to post-magmatic evolution of fractionated granites. Proceedings of the joint sixth bienniall SGA-SEG meeting, Krakow/Poland; ed. A. Piestrzynski, Balkema: 393-396. Breiter K., Frýda J. and Leichmann J. (2002): Phosphorus and rubidium in alkali feldspars: case studies and possible genetic interpretation. Bull. Czech geol. Surv., 77, 93-104. Breiter K., Frýda J., Seltmann R. and Thomas R. (1997): Mineralogical Evidence for two Magmatic Stages in the Evolution of an Fractionated P-rich Rare-metal Granite The Podlesí Stock, Krušné Hory, Czech Republic J. Petrology, 1723-1739. Breiter K., Haková M., a Sokol A. (1987): Geochemické typy žul v blatenském masívku v Krušných horách. Věst. Ústř. Úst. geol., 62, 333-349. Breiter K., Knotek M. and Pokorný L. (1991): The Nejdek Granite Massif. Folia Mus. Rer. natur. Bohem. occident., Geol., 33, 1-60. Breiter K. and Kronz A. (2004): Phosphorus-rich topaz from fractionated granites (Podlesí, Czech republic). Mineralogy and Petrology, 81, 235-247. Breiter K., Müller A., Leichmann J. and Gabašová A. (2005): Textural and chemical evolution of a fractionated granitic sytem: the Podlesí stock, Czech Republic. Lithos 80, 323-345. Breiter K., Seltmann R. and Thomas R. (1997): The phosphorus-rich rare metal granite system of Podlesí, Czech Republic. Proceedings of the fourth biennial SGA meeting, Turku/ Finland; ed. H. Papunen, A. A. Balkema, 833-835. Breiter K., Novák J. and Chlupáčová M.(2001): Chemical Evolution of Volcanic Rocks in the Altenberg-Teplice Caldera (Eastern Krušné Hory Mts., Czech Republic, Germany). 6th International Mineralogical-Petrological Symposium, Magurka, August 29-31, 2000. Geolines (Praha)., 13, 17-22. Breiter K. and Seltmann R. (eds., 1993): Excursion Guide. Hercynian Tin Granites and Associated Mineralisation from the Saxonian and Bohemian Parts of the Erzgebirge. CGS Praha. Breiter K. and Seltmann R. (ed, 1995): Ore mineralizations of the Krušné Hory Mts. (Erzgebirge). SGA excursion guide, Third Biennial SGA Meeting, Prague 28-31 August 1995. Czech Geol. Survey, 205p. Breiter K. and Sokol A. (1997): Chemistry of the Bohemian granitoids Geotectonic and metallogenic implications. Sbor. geol. Věd. ložisk. Geol., Mineral., 31, 75-96. Breiter K., Sokolová M. and Sokol A. (1991): Geochemical specialization of the tin-bearing granitoid massifs of NW Bohemia. Mineralium deposita, 26, 298-306. Breiter K. a Škoda R. (2005): Rozdíly v chemismu magmatického a hydrotermálního kasiteritu a wolframitu ze záp. Krušných hor. Zprávy o geol. výzkumech v roce 2004. Česká geologická služba, Praha. (v tisku)

Campbell A. and Petersen U. (1988): Chemical zoning in wolframite from San Cristobal, Peru. Mineral. Deposita, 23, 132-137. Cocherie A., Johan V., Rossi Ph. and Štemprok M. (1991): Trace element variations and lanthanide tetrad effect studied in a Variscan lithium albite granite: Case of the Cínovec granite (Czechoslovakia). In: Pagel M., Leroy J.L. (eds): Source, transport and deposition of metals, 745-749. Rotterdam. Čadková Z. et al. (1984): Katalog dat regionální geochemické sítě. MS archiv ČGS Praha. Černý P. and Ercit T. S. (1986): Mineralogy of niobium and tantalium: crystal chemical relationships, paragenesis aspects and their economic implications.-In: Möller P., Černý P. and Saupé F. (Eds): Lanthanides, Tantalum, and Niobium s. 27-79, Springer Verlag, Berlín. Duke E.F., Papike J.J. and Laul J.C. (1992): Geochemistry of a boron-rich peraluminous granite pluton: the Calamity Peak layered granite-pegmatite complex, Black Hills, South Dakota. Canadian Mineralogist 30, 811-833. Dulski P. et al. (1982): Correlation of trace element fractionation in cassiterites with the genesis of the Bolivian Metallotect. In Evans A.M.(1982): Metallization associated with acid magmatism. s. 71-83. J. Willey&Sons. London. Eisenreich M. and Breiter K. (1993): Krupka, deposit of Sn-W-Mo ores in the eastern Krušné hory Mts.. Bull. Czech geol. Surv., 68, 15-22. Fedkin A., Bezmen A., Seltmann R. and Zaraisky G. (2002): Experimental simulation of a layered texture in the F-P-rich granite system. Bulletin of the CGSFörster H.-J. (2001): The radioactive accessory-mineral assemblage of the Podlesí granite-pegmatite system, western Krušné hory, Czech Republic: Implication to intrusion age and magmatic/hydrothermal fluid-rock interaction. In: Breiter K. (ed.): International Workshop Phosphorus- and Fluorine-rich fractionated granites, Podlesí. p. 9. CGS Praha. Fenn P.M. (1977): The nucleation and growth of alkali feldspars from hydrous melt. Canadadian Mineralogist 15, 135-161. Fiala F. (1968): Granitoids of the Slavkovský (Císařský) les. Sbor.geol.Věd, Geol., 14, 93- 159. Förster H.-J., Tischendorf G., Trumbull R.B. and Gottesmann B. (1999): Late-collisional granites in the Variscan Erzgebirge, Germany. Journal of Petrology, 40:1613-1645. Förster H. and Tischendorf G. (1994): The WesternErzgebirge – Vogtland granites: implication to the Hercyniam magmatism in the Erzgebirge-Fichtelgebirge anticlinorium. In: : Seltmann, R., Kämpf, H., Möller, P. (Eds.), Metallogeny of collisional orogens. Czech Geological Survey, Prague, pp. 35-48. Frýda J.and Breiter K. (1995): Alkali feldspars as a main phosphorus reservoirs in rare-metal granites: three examples from the Bohemian Massif (Czech Republic). Terra Nova, 7, 315-320. Gerstenberger H., Haase G. and Wemmer K. (1995): Isotope systematics of the Variscan postkinematic granites in the Erzgebirge (E Germany). Terra Nostra, 7, 36-41. Gottesmann B., Wasternack J. and Märtens S. (1994): The Gottesberg tin deposit (Saxony): geological and metallogenic characteristic. In: Seltmann, R., Kämpf, H., Möller, P. (Eds.), Metallogeny of collisional orogens. Czech Geological Survey, Prague, pp. 110- 115.

Giuliani G. (1987): La casiterite zonée du gisement de Sokhret Allal (Granite des Zaer, Maroc Central): Composition chimique et phases fluides associées. Mineral. Deposita, 22, 253- 261. Hochstetter C. (1856): Allgemeine bericht über die geologische Aufnahme der I. Sektion im Sommer 1855. Jb.Geol.Reichsanst., 7, 316-332. Wien. Hösel G. (1994, ed): Das Zinnlagerstattengebiet Ehrenfriedersdorf, Erzgebirge. Bergbaumonographie, Band 1. Landesamt f. Umwelt und Geologie/Oberbergamt Freiberg. 195 p. Hösel G., Tischendorf G., Wasternack J., Breiter K., Kuschka,E., Pälchen W., Rank G. and Štemprok M. (1998): Erläuterungen zur Karte 'Mineralische Rohstoffe Erzgebirge- Vogtland/Krušné hory 1:100 000, Karte 2: Metalle, Fluorit/Baryt - Verbreitung und Auswirkungen auf die Umwelt. 144p. Freiberg. Icenhower J. and London D. (1996): Experimental partitioning of Rb, Cs, Sr, and Ba between alkali feldspars and peraluminous melt. Am. Min., 81, 719-734. Jarchovský T. (1962): Entstehung der Feldspatsaume (Stockscheider) an den Kontakten von Granit- und Greisen-Stocken im Erzgebirge. Kristalinikum, 1, 71-80. Jarchovský T. and Pavlů D. (1991): Albite-topaz microgranite from Horní Slavkov (Slavkovský les Mts.) NW Bohemia. Věst. Ústř. Úst. geol. 66, 13-22. Jarchovský T. and Štemprok M. (1979): Geochemistry of granites of the Slavkovský les Mts. Sbor. Geol.Věd, LG 20, 111-153. Jiránek J. et al. (1987): Teplický ryolit. MS archív ČGS Praha. Johan Z. and Johan V. (1994): Accessory minerals of the Cínovec (Zinnwald) granite cupola, Czech Republic. Part 1. Nb-, Ta- and Ti-bearing oxides. Mineral.Petrol. 51, 323-343. Johan Z. and Johan V. (2005): Accessory minerals of the Cinovec (Zinnwald) granite cupola, Czech Republic: indicators of petrogenetic evolution. Mineralogy and Petrology, 83, 113-150. Kirkham R.V. and Sinclair W.D. (1988): Comb quartz layers in felsic intrusions and their relationship to porphyry deposits. In: Taylor R.P. and Strong D.F. (eds): Recent advances in the Geology of Granite-Related Mineral Deposits CIM Spec. vol. 31, 50- 71. Komárek K. (1968): Mineralogy and petrography of greisens from the Horní Blatná granite body. MS CGS Praha. (in Czech) Kormilitsyn V.S. and Manujlova M.M. (1957): Rhytmic banded quartz porphyry, Bugdai Mountain, southeast Transbaykal region. Zapiski Vsesoyuz. Mineral. Obshch., 86, 355- 364. (in Russian) Kosterin A.V. (1972): Šlichomineralogičeskij i šlichogeochimičeskij metody poiskov rudnych mestoroždenij. Novosibirsk. Kostitsyn Ju. A. and Breiter K. (2001): Rb-Sr isotopic dating of the Podlesí granites. In: Breiter K. (ed.): International Workshop Phosphorus- and Fluorine-rich fractionated granites, Podlesí. p. 22. CGS Praha. Lange H., Tischendorf G., Pälchen W. and Klemm I., Ossenkopf, W. (1972): Zur Petrographie und Geochemie der Granite des Erzgebirges. Geologie, 21, 457-489. Laube G.C. (1876): Geologie des Böhmischen Erzgebirges. Arch.Naturw.Landesdurchforsch. Böhmen. Prag.

Lhotský P., Breiter K., Bláha V. and Hrochová H. (1988): Ložiskově-geologický průzkum Sn-mineralizace na lokalitě Podlesí v záp. Krušných horách Mts. MS CGS Praha London D. (1992): The application of experimental petrology to the genesis and crystallization of granitic pegmatites. Canadian Mineralogist 30, 499-540. London D. (1996): Granitic pegmatites. Trans. Royal Soc. Edinburgh, Earth Sci., 87, 305- 319. London D. (1999): Melt boundary-layers and the growth of pegmatitic textures. Canadian Mineralogist 37, 826-827. London D., Morgan G.B.VI and Hervig R.L. (1989): Vapor-undersaturated experiments with Macusani glass + H2O at 200 MPA, and the internal differentiation of granitic pegmatites. Contrib. Mineral. Petrol., 102, 1-17. Losos Z. and Beran A.(2003): Hydrogen traces in genetically fifferent cassiterites. LERM 2003, Book of abstract, 47-48. Brno. Lowenstern J.B. and Sinclair W.D. (1996): Exsolved magmatic fluid and its role in the formation of comb-layered quartz at the Cretaceous Logtung W-Mo deposit, Yukon Territory, Canada. Trans. Royal Soc. Edinburgh, Earth Sci., 87, 291-303. McBirney A.R. and Noyes R.M. (1979): Crystallization and layering of the Skaergaard intrusion. J. Petrology, 20, 487-554. Möller P. et al. (1988): Substitution of tin in cassiterite by tantalum, niobium, tungsten, iron and manganese. Geochemica et Cosmochemica Acta, 52, 1497-1503. Moore F. and Howie R.A. (1978): On the application of the hubnerite:ferberite ratio as a geothermometer. Mineral. Deposita, 13, 391-397. Morgan G.B.VI and London D. (1999): Crystallization of the Little Three layered pegmatite- aplite dike, Ramona District, California. Contributions to Mineralogy and Petrology 136, 310-330. Müller A., Breiter K., Seltmann R. and Pécskay Z. (2005): Quartz and feldspar zoning in the eastern Erzgebirge volcano-plutonic complex (Germany, Czech Republic): evidence of multiple magma mixing. Lithos, 80, 201-227. Mysen B.O. (1987): Magmatic silicate melts: relations between bulk composition, structure and properties. In: Mysen B.O. (eds): Magmatic processes. Physicochemical principles. Geochemical society Special Publication, 1, 375-400. New York. Novák M. (1999): Cassiterite and tusionite as monitors of B and Sn behaviour in the elbaite pegmatite at Řečice near Nové Město na Moravě, western Moravia, Czech Republic. N.Jb.Miner.Mh., 1999/11, 481-493. Nakashima K., Watanabe M. and Soeda A. (1986): Regional and local variations in the composition of the wolframite series from SW Japan and possible factors controlling compositional variations. Mineral. Deposita, 21, 200-206. Oelsner O.W. (1952): Die pegmatitisch-pneumatolitischen Lagerstätten des Erzgebiges mit Ausnahme der Kontaktlagerstatten. Freib. Forsch.-H., C4, 1-80. Oen I.S., Korpershoek H.R., Kieft C. and Lustenhouwer W.J. (1982): A microprobe study of rutile, cassiterite and wolframite and sulfides in the Morro Potosí greisen, Rondonia, Brazil. N.Jb.Miner.Mh., 1982/4, 175-191. Pouchou J. L. and Pichoir F. (1985): „PAP“ procedure for improved quantitative microanalysis. Microbeam Analysis, 20, 104-105.

Povilaytis M.M. (1961): About rhythmical zoning of some granitoids. Izvestiya Akad. Nauk SSSR, Ser. Geol., No. 2, 35-49. (in Russian) Seltmann R. (1994): Sub-volcanic minor intrusions in the Altenberg caldera and their metallogeny. In: Seltmann, R., Kämpf, H., Möller, P. (Eds.), Metallogeny of collisional orogens. Czech Geological Survey, Prague, pp. 198-206. Seltmann R. and Schilka W. (1991): Metallogenic aspects of breccia-related tin granites in the eastern Erzgebirge. Z. geol. Wiss., 19, 485-490. Seltmann R. and Schilka W. (1995): La-Variscan crustal evolution in the Altenberfg-Teplice caldera. Evidence from new geochemical and geochronological data. Terra Nostra, 7, 120-124. Seltmann R., Wetzel H-U., Felix M. and Schilka W. (1987): Brekzien der Altenberger Scholle. Exk. Führer 34. Jhtg. GGW. Berlin. Shannon J.R., Walker B.M., Carten R.B. and Geraghty E.P. (1982): Unidirectional solidification textures and their significance in determining relative ages of intrusions at the Hederson Mine, Colorado. Geology, 10, 293-297. Schust F. and Wasternack J. (1972): Uber das Auftreten von Schlotformigen Brekzienkorpern bei Gottesberg und Muhlleithen im Granitmassiv von Eibenstock, Erzgebirge. Z. angew. Geol., 18, 400-410. Skála R., Frýda J. and Breiter K. (1998): Li-F micas from the granite stock at Podlesí, Czech Republic. Acta Univ. Carol., Geol., 42, 129-133. Stephenson P.J. (1990): Layering in felsic granites in the main East pluton, Hinchinbrook Island, North Queensland, Australia. Geological Journal, 25, 325-336.Štemprok M. (1971) Slavkovak Štemprok M. (1980): Geochemický výzkum žul jv. části karlovarského plutonu. Štemprok M. (1984): Geologický výzkum cínové a wolframové mineralizace vykmanovského žulového masívku u Ostrova nad Ohří. Geol. Průzk., 26, 65-69. Štemprok M. (1986): Petrology and geochemistry of the Czechoslovak part of the Krušné hory Mts. Granite pluton. Sbor. Geol. Věd, LG, 27, 111-156. Taylor M.C., Sheppard J.B., Walker J.N., Kleck W.D. and Wise M.A. (2002): Petrogenesis of rare-element granitic pegmatites: a new approach. In: Parsons, I. (Ed.), 18th general meeting of the International Mineralogical Association, 1-6 September 2002, Edinburgh, Scotland. Programme with Abstracts, p. 260. Teuscher E.O. (1936): Primäre Bildungen des granitischen Magmas und seiner Restlösungen im Massif von Eibenstock-Neudeck. Mineral. Petrogr. Mitt., 47, 211-262. Wien. Tindle A.G. and Webb P.C. (1989): Niobian wolframite from Glen Gairn in the Eastern Highlands of Scotland: a microprobe investigation. Geochemica and Cosmochemica Tischendorf G. (1969): Über kauzalen Beziehungen zwischen Granitoiden und endogenen Zinnlagerstätten. Z.angew.Geol. 15, 333-342. Berlin. Tischendorf G. (1989, ed): Silicic magmatism and metallogenesis of the Erzgebirge. Veröff. Zentralinst. f. Physik d. Erde, 107, 1-316. Potsdam. Velichkin V.I., Chernyshov I.V., Simonova L.I. and Yudintsev S.V. (1994): Geotectonic position, petrochemical and geochronological features of the Younger Granite Complex in the Krušné hory (Erzgebirge) of the Bohemian Massif. J.Czech.Geol.Soc., 39, 116.

Watznauer A. (1954): Die erzgebirgischen Granitintrusionen. Geologie, 3, 688-706. Berlin. Webber K.L., Falster A.U., Simmons W.B. and Foord E.E. (1997): The role of diffusion- controlled oscillatory nucleation in the formation of line rock in pegmatite-aplite dikes. Journal of Petrology 38, 1777-1791. Weiss Z., Rieder M., Smrčok L., Petříček V. and Bailey S.W. (1993): Refinement of the crystal structures of two ”protolithionites“. European Journal of Mineralogy 5, 493-502. Wolf M.B. and London D. (1997): Boron in granitic magmas: stability of tourmaline in equilibrium with biotite and cordierite. Contrib. Mineral. Petrol., 130, 12-30. Zaraisky G.P., Seltmann R., Shatov V.V., Aksyuk A.M. and Shapovalov Yu.B., Chevychelov, V.Yu. (1997): Petrography and geochemistry of Li-F granites and pegmatite-aplite banded rocks from the Orlovka and Etyka tantalum deposits in Eastern Transbaikalia, Russia. In: Papunen, H. (Ed.), Mineral deposits. Balkema, Rotterdam, pp. 695-698.

Seznam přiložených publikací (seřazeno chronologicky): 1. Breiter K., Sokolová M. and Sokol A. (1991): Geochemical specialization of the tin- bearing granitoid massifs of NW Bohemia. Mineralium deposita, 26, 298-306. 2. Frýda J. and Breiter K. (1995): Alkali feldspars as a main phosphorus reservoirs in rare-metal granites: three examples from the Bohemian Massif (Czech Republic). Terra Nova, 7, 315-320. 3. Breiter K., Frýda J., Seltmann R. and Thomas R. (1997): Mineralogical Evidence for two Magmatic Stages in the Evolution of an Fractionated P-rich Rare-metal Granite The Podlesí Stock, Krušné Hory, Czech Republic J. Petrology, 1723-1739. 4. Breiter K., Förster H. and Seltmann R. (1999): Variscan silicic magmatism and related tin-tungsten mineralization in the Erzgebirge-Slavkovský les metamollgenic province. Mineralium deposita, 34, 505-521. 5. Breiter K. (2002): From explosive breccia to unidirectional solidification textures: magmatic evolution of a phosphorus- and fluorine-rich granite systém (Podlesí, Krušné hory Mts., Czech Republic). Bulletin of the Czech Geological Survey, 77, 67- 92. 6. Breiter K., Frýda J. and Leichmann J. (2002): Phosphorus and rubidium in alkali feldspars: case studies and possible genetic interpretation. Bull. Czech geol. Surv., 77, 93-104. 7. Müller A., Kronz A. and Breiter K. (2002): Trace elements and growth patterns in quartz: a fingerprint of the evolution of the subvolcanic Podlesí Granite System (Krušné hory Mts., Czech Republic). Bull. Czech geol. Surv., 77, 135-145. 8. Breiter K. and Kronz A. (2004): Phosphorus-rich topaz from fractionated granites (Podlesí, Czech republic). Mineralogy and Petrology, 81, 235-247. 9. Breiter K., Müller A., Leichmann J. and Gabašová A. (2005): Textural and chemical evolution of a fractionated granitic sytem: the Podlesí stock, Czech Republic. Lithos 80, 323-345. 10. Breiter K., Förster H.-J. and Škoda R. (2005): Extreme P-, Bi-, Nb-, Sc-, U- and F-rich zircon from fractionated perphosphorus granites… Lithos, in print.

Seznam dalších autorových publikací se vztahem k tématu (seřazeno chronologicky) Bláha V., Breiter K., Eisenreich M. and Lhotský P. (1985): Hydrotermální cínové zrudnění mezi Zlatým Kopcem a Potůčky v Krušných horách. Geol. průzk. 1985, 27, 254-256. Bláha V., Breiter K., Eisenreich M. and Lhotský P. (1985): Ložiskově geologické mapování mezi Zlatým Kopcem a Potůčky v Krušných horách. Zprávy o geol. Výzk. v Roce 1984, 23-24. ÚÚG Praha. Breiter K. (1986): Geochemické typy žul v nejdeckém masivu. 25. symposium Hornická Příbram ve vědě a technice, sekce G, 295-307. Příbram. Breiter K., Haková M. and Sokol A. (1987): Geochemické typy žul b blatenském masívku v Krušných horách. Věst. Ústř. Úst. geol., 62, 333-349. Breiter K. (1987): Relation between tin mineralisation and granites of the Nejdek pluton. Geologica Carpathica 38, 237-248. (in Russian) Breiter K. (1987): Genetic types of tin deposits in the western part of the Krušné hory Mts. Folia Mus. Rer. Natural., Bohem. Occidental., 25, 1-58. Breiter K. (1988): Granity Krušných hor – vztah k Sn-W zrudnění. In: Nové trendy a poznatky v československé ložiskové geologii, 73-75. PřF UK Praha. Breiter K. and Lhotský P. (eds., 1988): Ložiskové problémy Krušných hor. Sborník. Semináře pořádaného v Božím Daru 13.-15.5. 1987. Sbor. Západočes. Muzea, Příroda, 67, 1-82. Plzeň. Breiter K. (1988): Poznámky ke geochemii žul Krušných hor a Slavkovského lesa. Sbor. Západočes. Muzea, Příroda, 67, 4-22. Breiter K. (1988): Distribuce Li, Rb a Cs v granitech západních Čech. Hornická Příbram ve vědě a technice, sekce G, 193-200. Příbram. Breiter K.(1990): Connection of tin ores with granite of the Nejdek massif (Ore Mountains, Czechoslovakia). In: Mrna F. (ed): Exploranium geochemistry 1990. Proceedings of the Third international joint symposium of the IAGC and the AEG. Praha. Breiter K. (1990): Sn-W mineralization of the Blatná massif and its vertical zonation. Proceedings of the Quadrennial IAGOD Symposium, 8, p. A262-A263. Breiter K. (1991): Sn-W mineralizace blatenského žulového masivku. Geol. Průzk., 33, 168- 171 Breiter K., Mlčoch B. and Veselovský F. (1991): Indicie Sn-W-mineralizace v jádře kateřinohorské klenby. Zpr. geol. Výzk. v Roce 1989, 23-25. Breiter K., Sokolová M. and Sokol A. (1991): Chemické typy granitů severozápadních Čech. Zpr. geol. Výzk. v Roce 1989., 25-26. Breiter K. (1991): Chemické složení kasiteritu. Zpr. geol. Výzk. v Roce 1990., s.16-18. Breiter K., Knotek M. and Pokorný L. (1991): The Nejdek Granite Massif. Folia Mus. Rer. natur. Bohem. occident., Geol., 33, 1-60. Breiter K. (1993): Rare metal-bearing granites of the Bohemian Massif. Metallogeny of Collisional Orogens of the Hercynian Type. Abstracts Volume. s.18-19, IB 12423 Eisenreich M. and Breiter K. (1993): Krupka, deposit of Sn-W-Mo ores in the eastern Krušné hory Mts.. Bull. Czech geol. Surv., 68, 15-22. Breiter K. and Seltmann R. (eds., 1993): Excursion Guide. Hercynian Tin Granites and Associated Mineralisation from the Saxonian and Bohemian Parts of the Erzgebirge. CGS Praha. Breiter K. (1993): The Cínovec-Krupka Mining Region Excursion Guide. Hercynian Tin Granites and Associated Mineralisation from the Saxonian and Bohemian Parts of the Erzgebirge. s.45-48. Breiter K. (1993): The Nejdek pluton – Discussion of granite evolution and Sn-W mineralization. Z. geol. Wiss., 21, 27-36. Berlin.

Breiter K. (1994): Variscan rare metal-bearing granitoids of the Bohemian Massif. In: Seltmann, Kampf and Moller (eds): Metallogeny of collisional orogens. 91-95. CGS Praha. Breiter K. and Frýda J. (1994): Fosforem bohaté alkalické živce některých silně diferenciovaných peraluminickým granitů Českého masivu (01-43 Horní Blatná, 11-34 Tachov, 23-33 Veselí nad Lužnicí). Zpr. geol. Výzk. v Roce 1993., s.12-14. Frýda J. and Breiter K. (1994): Extremely phosphorus-rich alkali feldspars from rare-metal granites in the Bohemian Massif (Czech Republic). International Mineralogical Association, 16th general meeting, abstracts, p- 128-129. Breiter K. and Seltmann R. (ed, 1995): Ore mineralizations of the Krušné Hory Mts. (Erzgebirge). SGA excursion guide, Third Biennial SGA Meeting, Prague 28-31 August 1995. Czech Geol. Survey, 205p. Hösel G. and Breiter K. (ed., 1998): Die Karte 'Mineralische Rohstoffe Erzgebirge- Vogtland/Krušné hory 1:100 000, Karte 2: Metalle, Fluorit/Baryt - Verbreitung und Auswirkungen auf die Umwelt. Freiberg. Breiter K. (1995): Tin deposits in vein greisens Excursion Guide: Ore mineralization of the Krušné hory Mts. (Erzgebirge). s.167-168, Breiter K. and Frýda J. (1996): Mineralogical evidence of vertical zonality in a highly fractionated P-rich rare metal-bearing granite systém, Podlesí, Czech Republic. Mitteilungen der Oesterreichischen Mineralogischen gesselschaft, 141, 77-78. Breiter K. (1997): Teplice rhyolite (Krušné hory Mts., Czech Republic) Chemical evidence of a multiply exhausted stratified magma chamber. Bull. Czech geol. Surv., 72, 205-213. Breiter K. and Sokol A. (1997): Chemistry of the Bohemian granitoids Geotectonic and metallogenic implications. Sbor. geol. Věd. ložisk. Geol., Mineral., 31, 75-96. Breiter K., Seltmann R. and Thomas R. (1997): The phosphorus-rich rare metal granite system of Podlesí, Czech Republic. Proceedings of the fourth biennial SGA meeting, Turku/ Finland; ed. H. Papunen, A. A. Balkema, 833-835. Breiter K. (1998): Variskischer Granitmagmatismus und die zugehörigen Mineralisationen im westlichen Krušné hory (böhmischen Erzgebirge) und im Slavkovský les (Kaiserwald). (Excursion G am 17.April 1998) Geologische Exkursionen in der weiteren Umgebung von Marktredwitz. Jber. Mitt. Oberrhein. geol. Ver., N.F., 80, 145-166. Breiter K. (ed, 1998): Genetic significance of phosphorus in fractionated granites - Excursion guide. 170p. Breiter,K. and Janoušek,V. (eds., 1998): Genetic significance of phosphorus in fractionated granites. Proceedings of the International Conference 'Genetic Significance of Phosphorus in Fractionated Granites' (IGCP Project No.373). Acta Univ. Carol., Geol., 42, čís. 1. Breiter K. (1998): Geochemical evolution of P-rich granite suites: Evidence from Bohemian Massif Proceedings of the International Conference 'Genetic Significance of Phosphorus in Fractionated Granites' (IGCP Project No.373). Acta Univ. Carol., Geol., 42, 7-19. Chlupáčová M. and Breiter K. (1998): Physical properties of extremely fractionated P-rich rare metal granite: the borehole PTP-1, The Podlesí Stock, Krušné hory Mts., Czech Republic Proceedings of the International Conference 'Genetic Significance of Phosphorus in Fractionated Granites' (IGCP Project No.373). Acta Univ. Carol., Geol., 42, 28-31. Raimbault L., Cuney M., Breiter K. and Kovalenko V. (1998): Classification and bearing of phosphorus, fluorine, and excess alumina on the evolution of peraluminous rare-metal bearing granites A compilation of case studies Proceedings of the International Conference 'Genetic Significance of Phosphorus in Fractionated Granites' (IGCP Project No.373). Acta Univ. Carol., Geol., 42, 95-102.

Skála R., Frýda J. and Breiter K. (1998): Li-F micas from the granite stock at Podlesí, Czech Republic Proceedings of the International Conference 'Genetic Significance of Phosphorus in Fractionated Granites' (IGCP Project No.373). Acta Univ. Carol., Geol., 42, 129-133. Táborská Š. and Breiter K. (1998): Magnetic anisotropy of an extremely fractionated granite: the Podlesí stock, Krušné hory Mts., Czech Republic Proceedings of the International Conference 'Genetic Significance of Phosphorus in Fractionated Granites' (IGCP Project No. 373). Acta Univ. Carol., Geol., 42, 147-149. Hösel G., Tischendorf G., Wasternack J., Breiter K., Kuschka E., Pälchen W., Rank G. and Štemprok M. (1998): Erläuterungen zur Karte 'Mineralische Rohstoffe Erzgebirge- Vogtland/Krušné hory 1:100 000, Karte 2: Metalle, Fluorit/Baryt - Verbreitung und Auswirkungen auf die Umwelt. 144p. Freiberg. Breiter K. (1999): Phosphorus in alkali feldspars - possible constrains of granite genesis interpretation Referate der Vorträge und Poster bei der 77.Jahrestagung der Deutschen Mineralogischen Gesellschaft im Rahmen der MinWien 1999 vom 28.August bis 1.September 1999 in Wien. Ber. Dtsch. mineral. Gesell.,čís. 1. Breiter K., Frýda J., Raimbault L. and Scharbert S. (1999): Phosphorus-rich granites: a specific feature of European Variscan belt. The Origin of Granites and Related Rocks, Fourth Hutton Symposium - Abstracts, Clermont-Ferrand, France,. Doc. BRGM 290. Breiter K. (2001): Podlesí - the story of material and structural evolution of fluorine- and phosphorus-rich granite magma. Abstract Volume and Excursion Guidebook Tectonics a Magma 2001, Meeting in honour of Hans Cloos (1885-1951), 22-24 June 2001 in Bautzen. Exkurs.-Führ. Veröff. GGW (Berlin)., 212, 27-29. Breiter K. (2001, ed.): International Workshop Phosphorus- and Fluorine-rich fractionated granites, Podlesí. Abstracts, Excursion Guide, Programme. 108 p. Czech Geol. Surv. Praha. Breiter K. and Frýda J. (2001): Phosphorus and rubidium in alkali feldspars – tools for better understanding of the late- to post-magmatic evolution of fractionated granites. Proceedings of the joint sixth bienniall SGA-SEG meeting, Krakow/Poland; ed. A. Piestrzynski, Balkema: 393-396. Breiter K. and Koller F. (2001): Mineralogy of extremely fractionated phosphorus-rich granite - Podlesí, Czech Republik. Mitt.Osterr.Miner.Ges. 146, 37-39. Wien. Breiter K., Novák J. and Chlupáčová M.(2001): Chemical Evolution of Volcanic Rocks in the Altenberg-Teplice Caldera (Eastern Krušné Hory Mts., Czech Republic, Germany). 6th International Mineralogical-Petrological Symposium, Magurka, August 29-31, 2000. Geolines (Praha)., 13, 17-22. Breiter K. (2002): Subvolcanic features in a Variscan granite from Bohemian massif: Explosive breccia and unidirectional solidification texture in the Podlesí granite stock, Krušné Hory Mountains. PANGEO Austria 2002, Kurzfassungen, 26-27. Salzburg. Breiter K. (2002): Volatile elements in fractionated granite system – from explosive breccia to magmatic layering. Mineralogy for the New Milenium. 18th general meeting of IMA, Edinburgh. Programme with abstracts. P.204. Müller A. and Breiter K (2002): Quartz phenocryst stratigraphy of the Teplice Rhyolite: a window into stratified magma chambers. HIBSCH 2002 Symposium, 3-8 June 2002, Ústí nad Labem, CR, p. 96. Müller A. and Breiter K. (2002): Quartz phenocrysts and chemistry of the Schönfeld-Teplice volcanics, Czech Republic: evidence of compositional zoning in silicic magma chambers. In: Breitkreuz C., Mock A. & Petford N. (eds) Physical geology of subvolcanic systems – laccoliths, sills, and dykes (LASI). 12.-14.10. 2002, Wiss. Mitt. Techn. Uni. Bergakad. Freiberg, 20: 41-42

Müller A., Kronz A. and Breiter K (2002): Trace elements and growth patterns in quartz: a fingerprint of the evolution of the subvolcanic Podlesí Granite System (Krušne Hory, CR). CD ROM, Extended Abstracts of the 11th IAGOD Symposium and Geocongress 2002, Geol. Surv. Namibia, Windhoek. Breiter K. (2003): Evolution of fractionated granite magma in multiple-opened system: Example from the Podlesí granite stock, Czech Republic Granitic Systems - State of the Art and Future Avenues, An International Symposium in Honor of Professor Ilmari Haapala, January 12-14, 2003, University of Helsinki, Helsinki - Finland, Abstract Volume. In: : Ramo, Kosunen, Lauri, Karhu (eds): Granitic systems- State of the art and future avenues, 30-33. Helsinki. Breiter K. and Kronz, A (2003): Chemistry of phosphorus-rich topaz. LERM 2003, International Symposium on Light Elements in Rock-forming Minerals. Nové Město na Moravě. Book of Abstracts. P.9-10. Müller A., Seltmann R. and Breiter K. (2003): Quartz and feldspar fabrics in igneous rocks of the eastern Erzgebirge pluton (Germany, Czech Republic): evidence of multiple magma mixing. “Geology without frontier: Magmatic and metamorphic evolution of Central Variscides “ International CGS-SGS Meeting 29.5.-1.6. 2003, Blansko Čečkovice, Czech Republic. J. Czech Geol. Soc., 48, 95. Müller A., Breiter K., Seltmann R. and Pécskay Z. (2005): Quartz and feldspar zoning in the eastern Erzgebirge volcano-plutonic complex (Germany, Czech Republic): evidence of multiple magma mixing. Lithos, 80, 201-227.