background image

www.geologicacarpathica.com

G

G

G

G

GEOL

EOL

EOL

EOL

EOLOGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPATHICA

THICA

THICA

THICA

THICA

, FEBRUARY 2015, 66, 1, 19—36                                                      doi: 10.1515/geoca-2015-0008

Intensive low-temperature tectono-hydrothermal overprint

of peraluminous rare-metal granite: a case study from the

Dlhá dolina valley (Gemericum, Slovakia)

KAREL BREITER

1

, IGOR BROSKA

and PAVEL UHER

3

1

Institute of Geology, Czech  Academy of Sciences, v.v.i., Rozvojová 269, CZ-16500 Praha 6, Czech Republic;  breiter@gli.cas.cz

2

Geological Institute of the Slovak Academy of Sciences, Dúbravská 9, 840 05 Bratislava, Slovak Republic;  geolbros@savba.sk

3

Department of Mineralogy and Petrology, Faculty of Natural Sciences, Comenius University, Mlynská dolina G, 842 15 Bratislava,

Slovak Republic;  puher@fns.uniba.sk

(Manuscript received June 4, 2014; accepted in revised form December 10, 2014)

Abstract: A unique case of low-temperature metamorphic (hydrothermal) overprint of peraluminous, highly evolved
rare-metal S-type granite is described. The hidden Dlhá dolina granite pluton of Permian age (Western Carpathians,
eastern Slovakia) is composed of barren biotite granite, mineralized Li-mica granite and albitite. Based on whole-rock
chemical  data  and  evaluation  of  compositional  variations  of  rock-forming  and  accessory  minerals  (Rb-P-enriched
K-feldspar and albite; biotite, zinnwaldite and di-octahedral micas; Hf-(Sc)-rich zircon, fluorapatite, topaz, schorlitic
tourmaline), the following evolutionary scenario is proposed: (1) Intrusion of evolved peraluminous melt enriched in
Li,  B,  P,  F,  Sn,  Nb,  Ta,  and  W  took  place  followed  by  intrusion  of  a  large  body  of  biotite  granites  into  Paleozoic
metapelites  and  metarhyolite  tuffs;  (2)  The  highly  evolved  melt  differentiated  in  situ  forming  tourmaline-bearing
Li-biotite granite at the bottom, topaz-zinnwaldite granite in the middle, and quartz albitite to albitite at the top of the
cupola. The main part of the Sn, Nb, and Ta crystallized from the melt as disseminated cassiterite and Nb-Ta oxide
minerals within the albitite, while disseminated wolframite appears mainly within the topaz-zinnwaldite granite. The
fluid separated from the last portion of crystallized magma caused small scale greisenization of the albitite; (3) Alpine
(Cretaceous) thrusting strongly tectonized and mylonitized the upper part of the pluton. Hydrothermal low-temperature
fluids enriched in Ca, Mg, and CO

2

 unfiltered mechanically damaged granite. This fluid-driven overprint caused forma-

tion of carbonate veinlets, alteration and release of phosphorus from crystal lattice of feldspars and Li from micas,
precipitating secondary Sr-enriched apatite and Mg-rich micas. Consequently, all bulk-rock and mineral markers were
reset and now represent the P-T conditions of the Alpine overprint.

Key words: rare-metal granite, low-temperature overprint, Western Carpathians, Slovakia.

Introduction

Huge  number  of  ore-bearing  granitic  systems  of  different
geochemical  types  (S-,  A-,  I-type)  have  been  described
through  the  world  and  many  genetic  models  and  strategies
for the detection of hidden Sn-W and Ta-bearing mineral de-
posits  were  proposed  (Beus  &  Zalashkova  1962;  Koval
1975; Kovalenko & Kovalenko 1976; Frolov 1978; Taylor &
Strong 1985; Tischendorf et al. 1989; Lehmann 1990; Štem-
prok 1993; Seltmann et al. 1994; Štemprok et al. 1994; Haa-
pala 1995; Breiter et al. 1999; Jarchovský 2004; Bastos Neto
et al. 2009; Küster 2009; Solomovich et al. 2012). The ma-
jority of ore-bearing objects examined in detail are preserved
in  their  “primary”  high-temperature  magmatic  to  early  hy-
drothermal  stage  which  involves  magmatic  crystallization
and  the  complex  of  immediately  following  relatively  high-
temperature “autometasomatic” processes, like feldspatization
and  greisenization.  Sn-W  granite-related  mineral  deposits/
occurrences  which  underwent  HP—HT  (high  pressure—high
temperature)  regional  metamorphism  have  only  rarely  been
described.  The  examples  include  Cetoraz  (Němec  &  Páša
1986) and Kovářová near Nedvědice (Losos & Vižda 2006),

both  in  the  Moldanubian  block  of  the  Bohemian  Massif,
Czech Republic.

In this study, a unique case of LT (low-temperature) meta-

morphic (tectono-hydrothermal) overprint of ore-bearing Li,
P,  F,  Sn,  W,  Nb,  Ta-rich,  rare-metal  S-type  granite  is  de-
scribed.  The  hidden  Permian  granite  occurring  in  the  Dlhá
dolina  valley  (Western  Carpathians,  Gemeric  Superunit,
eastern  Slovakia)  underwent  intensive  Alpine  (Cretaceous)
overprint  (Radvanec  et  al.  2004;  Petrasová  et  al.  2007).
However, the chemical composition of the rock-forming and
indicative  accessory  minerals  from  the  Li-bearing  granites
discovered by drilling in 1980 located in Dlhá dolina are still
insufficiently  characterized  (Dianiška  et  al.  2002).  The
neighbouring Li-bearing granites from the Surovec body and
Vrchsútová contain Li-rich phengitic mica which was formed
during Alpine metamorphism from primary zinnwaldite series
and muscovite (Petrík et al. 2014). We evaluate compositional
variations  of  the  rock-forming  and  accessory  minerals  in  the
context of bulk-rock vertical chemical zoning of the Dlhá do-
lina granite body, in comparison with a wide range of world-
wide  rare-metal  granites,  as  important  potential  sources  of
critical metals, such as Sn, Nb, Ta, Li and W.

background image

20

BREITER, BROSKA and UHER

G

G

G

G

GEOL

EOL

EOL

EOL

EOLOGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPATHICA

THICA

THICA

THICA

THICA, 2015, 66, 1, 19—36

Geological setting and sampling

Geological background

Within  the  Western  Carpathians,  the  rare-metal  granites

are  developed  only  in  the  Gemeric  Superunit  as  co-called
specialized  S-type  granites  due  to  their  special  ore-bearing,
Li-Sn-W-Nb-Ta  mineralization  (Uher  &  Broska  1996).  The
first outcrop of tin mineralization in the granites was detected
near the Hnilec village (e.g. Baran et al. 1970, 1971; Drnzí-
ková  et  al.  1975).  Hidden  P,  F,  Li,  Nb,  Ta,  Sn-rich  granite
represents a strongly fractionated small granite pluton com-
posed  of  barren  biotite  granite,  mineralized  Li-mica  granite
and  albitite.  The  granite  was  discovered  in  the  Dlhá  dolina
valley  close  to  the  village  of  Gemerská  Poloma  (Fig. 1)  on
the  basis  of  heavy  mineral  prospection  (Tréger  &  Matula
1977). About twenty inclined exploration boreholes were re-
alized to recognize the shape and composition of the pluton
(Malachovský et al. 1983, 1992). Among them, the 912.9 m
long hole DD-3 was the deepest and this work describes the
main geochemical findings from this drillhole.

The  Dlhá  dolina  pluton  was  emplaced  within  the  inten-

sively  folded  Lower  Paleozoic  volcano-sedimentary  com-
plex  of  the  Vlachovo  Formation,  metamorphosed  in  the
greenschist-facies during Variscan orogeny (Carboniferous).
Moreover,  the  granites  and  metamorphic  rocks  were  over-
printed  by  Alpine  (Cretaceous)  regional  metamorphism,
which reached  ~ 600 to 700 MPa and  ~ 400 °C (Petrasová et
al. 2007). The country rocks composed mainly of phyllites,
metarhyolites  and  their  metapyroclastic  equivalents  as  well
as  layers  or  lenses  of  coarse-grained  metadolomites  and
strongly steatitized magnesites with a talc deposit near Gemer-
ská Poloma (Kilík 1997; Petrasová et al. 2007; Vozárová et
al.  2010).  The  U-Pb  SHRIMP  dating  of  zircon  from  the

Fig. 1. Simplified map of the studied area. 1 – specialized S-type granite bodies (a – Podsútová, b – Hnilec, c –  Delava, d – Surovec,
e  –  Betliar),  2  –  undistinguished  Paleozoic  metamorphic  rocks  of  the  Gemeric  Superunit  (phyllites,  metasandstones,  metavolcanics),
3 – metarhyolite tuffs, 4 – phyllites, 5 – Veporicum (paragneisses, granitoids), 6 – Silicicum (limestone, dolomite; Lower Triassic to Upper
Jurassic), 7 – Meliaticum (Late Permian to Upper Jurassic), 8 – Sediments of Inner Carpathians, 9 – Quaternary sediments with streams.

Fig. 2. Cross-section through the borehole DD-3, in the Dlhá dolina
pluton (acc. to Malachovský et al. 1992, strongly modified).

metamorphosed  rhyolitic  rocks  of  the  Vlachovo  Formation
gave  Late  Cambrian  age  (494 ± 1.6 Ma  –  Vozárová  et  al.
2010). According to the drilling survey (Malachovský et al.
1992), the hidden Dlhá dolina granite pluton forms a NE-SW

background image

21

TECTONO-HYDROTHERMAL OVERPRINT OF PERALUMINOUS GRANITE (GEMERIC UNIT, SLOVAKIA)

G

G

G

G

GEOL

EOL

EOL

EOL

EOLOGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPATHICA

THICA

THICA

THICA

THICA, 2015, 66, 1, 19—36

oriented, 2 km long and 200 to 1000 m wide granite body (di-
mensions at sea level). The actual shape of the pluton is deter-
mined through multiple NE-SW trending, to the SE inclined,
local Alpine thrusting. The original upper contact of the plu-
ton was probably generally flat with two cupolas with diame-
ters  of  about  500 m  rising  about  200 m  above  the  entire
pluton.  The  SW-cupola,  cut  by  the  borehole  DD-3  (Fig. 2),
had more steep contacts and its upper part was filled by albi-
tite,  while  within  the  more  flat-shaped  NE  cupola  only  mild
greisenization took place (Malachovský et al. 1992).

The age of the granite intrusion is probably similar to that

of the nearest outcropping Hnilec granite body, which is in-
terpreted on the basis of zircon U-Pb dating of granites (Poller
et  al.  2002)  and  Re-Os  in  molybdenite  dating  of  Sn-W-Mo
mineralization (Kohút & Stein 2005) as Late Permian (~ 260
to 250 Ma)

Sampling and description of granites

We  studied  samples  from  the  core  of  the  deepest  DD-3

borehole  located  in  the  Dlhá  dolina  valley  at  an  altitude  of
800 m above see level, 1.8 km to the NW from the Volovec
hill (1212 m a.s.l.) (Fig. 1). Each sample for chemical analysis
(Table 1)  consisted  of  several  fragments  (2—6  pieces,  3—5 kg
in  the  whole)  from  the  macroscopically  homogeneous  sec-
tion  of  the  core.  Polished  thin  sections  were  prepared  from
the most typical rock pieces.

The  pluton  is  composed  of  two  co-magmatic  constituents:

the deeper suite of barren biotite granites, and the upper suite
of highly fractionated, rare-metal Li-mica granites and quartz
albitite. While the deeper suite probably forms a larger body
with generally flat upper contact, the upper suite forms cupola-
like  bodies  with  steep  contacts  located  between  the  deeper
suite and its metamorphic envelope. Alpine (Cretaceous) tec-
tonic processes (thrusting, mylonitization) affected the whole
pluton,  but  the  intensity  of  deformation  is  highly  variable.
Generally, the intensity of deformation increases upwards. In-
tact rocks, namely granites unaffected by deformation and/or
metasomatism, are preserved only in the centers of large tec-
tonic blocks. Rocks from the depth of 681 to 691 m (tourma-
line granite), 577 to 582 m (topaz granite) and 459 to 461 m
(quartz albitite) can best represent the primary magmatic stage
of this system. The principal granite types from the deepest to
the apical part of the cupola have the following succession:

consisting  of  subhedral  K-feldspar,  albite  (An

08

),

quartz and partly chloritized biotite. The typical acces-
sory minerals comprise apatite, zircon, schorlitic tour-
maline and almandine garnet.

(1) Distinctly porphyritic biotite granite in the depth

of  880  to  913 m  is  grey  coloured,  composed  of  phe-
nocrysts of K-feldspars (up to 3 cm) and quartz (up to
1 cm) in fine-grained groundmass of K-feldspar, albite
(An

06

), quartz, and biotite, mostly altered to a mixture

of  chlorite  and  phengitic  mica.  Zircon,  apatite,  il-
menite,  rutile  and  tourmaline  are  characteristic  acces-
sory mineral phases. Many tectonic planes are covered
by secondary chlorite and phengitic muscovite.

(2)  Slightly  porphyritic  biotite  granite  in  the  depth

of  720  to  880 m  is  pink-coloured  and  composed  of
phenocrysts of twinned K-feldspars (up to 15 mm) and
quartz  (up  to  8 mm)  in  medium-grained  groundmass

The upper intrusive suite (Li-mica granites)

(3) Li-biotite  granite  with  tourmaline  (hereinafter

tourmaline  granite)  forms  the  lower  part  of  the  ore-
bearing intrusion in the depth of 620 to 720 m. This is
grey,  coarse  to  medium  grained  (3—8 mm)  leucogran-
ite, composed of albite (An

04

), K-feldspar, quartz and

Li-Fe mica. Black tourmaline (schorl) forms common
disseminated grains ( < 1 mm) and occasionally aggre-
gates  up  to  15 mm  in  size.  The  K-feldspar  locally
forms  phenocrysts  up  to  12 mm  in  size.  Accessory
phases  are  apatite,  zircon,  monazite,  xenotime,  wol-
framite,  wolframixiolite,  columbite,  cassiterite,  ura-
ninite,  thorite,  goyazite,  fluorite,  etc.  Upwards  the
tourmaline granite gradually changed into topaz granite.

(4) Zinnwaldite  granite  with  topaz  (hereafter  topaz

granite)  forms  the  medium  part  of  the  intrusion  at  the
depth  of  554  to  620 m.  This  part  of  the  granite  cupola
was  affected  with  strong  deformation  and  metasoma-
tism  and  only  the  domain  at  the  depth  of  ca.  575  to
590 m is preserved in a nearly primary shape. The gran-
ite  is  light  grey  to  white  in  colour,  fine-  to  medium-
grained  and  leucocratic,  composed  of  albite  (An

02

),

P-enriched  K-feldspar,  snow-ball  textured  quartz,  and
zinnwaldite.  Zircon,  apatite,  fluorite,  monazite,  xeno-
time, Nb-rich wolframite (mainly ferberite), columbite-
group  minerals,  W-rich  ixiolite-like  phase,  ilmenite,
cassiterite,  uraninite,  and  Bi-sulfosalts  occur  among
the accessory minerals. Some discontinuity planes are
coated with fluorite. The uppermost part of this unit (in
depth of 555 to 575 m) is strongly mylonitized.

(5) Quartz  albitite  to  albitite  (hereinafter  albitite)

forms the uppermost part of the cupola at the depth of
454 to 554 m. This rock type is usually hololeucocratic,
fine-  to  medium-grained,  composed  of  albite  (An

01

),

quartz  and  K-feldspar  in  highly  variable  amounts
(Ab > Qtz > >Kfs). The modal content of albite varies in
the range 50—90 vol. %, mostly 70—90 vol. %. In some
parts,  apatite  and/or  muscovite  are  present  as  major
constituents.  Intercalations  of  K-feldspar-  and  mica-
enriched facies in the depth of 490 to 495 m approach
the composition of topaz granite. Some parts of the al-
bitite body were silicified and these quartz ( + apatite)
enriched domains were originally described as “greis-
ens”  (Malachovský  et  al.  1992).  The  genesis  of  these
quartz-rich  rock  and  real  extension  of  high-tempera-
ture  metasomatism  ( = greisenization)  remains  ques-
tionable,  due  to  strong  mylonitization.  In  zones  of
intensive mylonitization, feldspars were replaced by a
young  generation  of  quartz  and  phengitic  mica.  Dis-
seminated  cassiterite,  Nb-Ta  oxide  minerals  (ferro-
columbite  to  manganocolumbite,  Nb-Ta-rich  rutile)
and  U-phases  (uraninite,  brannerite)  were  found
through  the  whole  albitite  body  without  specific  rela-
tion to the silicified areas.

The deeper intrusive suite (biotite granites)  

background image

22

BREITER, BROSKA and UHER

G

G

G

G

GEOL

EOL

EOL

EOL

EOLOGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPATHICA

THICA

THICA

THICA

THICA, 2015, 66, 1, 19—36

Analytical methods

Whole-rock analyses

The major element analyses were performed by wet tech-

nique  at  the  Czech  Geological  Survey,  Praha.  The  control
analyses of the international whole-rock reference materials
yield a total error (1-sigma) of  ± 0.5 %. Trace element analy-
ses  were  obtained  in  the  ACME  Labs,  Vancouver,  using
ICP-MS method after melting with lithium borate.

Cathodoluminescence (CL)

The CL images of the selected samples were obtained us-

ing  a  microscope  HC2-LM  (Lumic),  accelerating  voltage
14 kV, and current density 10—40 µA/mm

2

. The images were

captured  with  an  Olympus  C-5060  digital  camera  (setting:
ISO 400, exposure time 1—10 sec) at the Department of Geo-
logical Sciences, Masaryk University, Brno, Czech Republic.

EMPA analyses of minerals

Silicate minerals and apatite were analysed using a CAM-

ECA SX100 electron microprobe in the Geological Institute,
Czech  Academy  of  Science  in  Praha,  at  an  accelerating
voltage and beam current of 15 kV and 10 nA, respectively,
and  with  a  beam  diameter  2 µm.  The  following  standards
were used: P – apatite, Si, Mg, Ca – diopside, Ti – rutile,
Al,  Na,  –  jadeite,  Fe  –  magnetite,    Mn  –  MnCr

2

O

4

,

Ba – BaSO

4

, K – leucite, Rb – RbCl and F – fluorite.

Zircon was analysed using a CAMECA SX100 electron mi-

croprobe at the Dionýz Štúr State Geological Institute, Bratis-
lava, using accelerating voltage of 15 kV and sample current
of 40 nA. The following standards were used for calibration:
P and Ca – apatite, As—GaAs, Nb – ferrocolumbite, Si and
Zr  –  zircon,  Hf—HfO

2

,  Th—ThO

2

,  U—UO

2

,  Al—Al

2

O

3

Sc—ScPO

4

,  Y—YPO

4

,  La—LaPO

4

,  Ce—CePO

4

,  Pr—PrPO

4

,

Nd—NdPO

4

, Sm—SmPO

4

, Eu—EuPO

4

, Gd—GdPO

4

,  Tb—TbPO

4

,

Dy—DyPO

4

, Ho—HoPO

4

, Er—ErPO

4

, Tm—TmPO

4

,  Yb—YbPO

4

,

Lu—LuPO

4

, Fe – fayalite, and Mn – rhodonite. We used em-

pirically determined correction factors applied to the follow-

Table 1: Studied samples from the borehole DD-3 Dlhá dolina.

ing  line  overlaps:  Th

→U,  Dy→Eu,  Gd→Ho,  La→Gd,

Ce

→Gd, Eu→Er, Gd→Er, Sm→Tm, Dy→Lu, Ho→Lu,

Y b

→Lu, and Dy→As. The matrix effects were corrected

using the PAP procedure.

Whole-rock geochemistry

Typical  whole-rock  chemical  analyses  are  shown  in  Ta-

ble 2. Contents of some elements and their relations are visu-
alized in Fig. 3.

Both intrusive suites have different geochemical character-

istics.  The  lower  suite  of  biotite  granites,  although  variable
in texture, is chemically homogeneous. It is slightly peralu-
minous  (ASI=1.1)  and  alkaline  (75.0—75.6 wt. % SiO

2

,

12.2—13.1 wt. % Al

2

O

3

,  0.6 wt. % CaO,  2.8—3.2 wt. % Na

2

O,

4.8—5.3 wt. % K

2

O)  with  low  contents  of  fluxing  elements

(about 0.01 wt. % Li

2

O, 0.12—0.14 wt. % P

2

O

5

, 0.2 wt. % F).

The  contents  of  trace  elements  (425—459 ppm Rb,
20—31 ppm Sr,  10—11 ppm Nb,  24—30 ppm Sn,  73—93 ppm Zr,
21—30 ppm Ce and 24—30 ppm Y) are comparable with other
biotite  and  two-mica  granites  in  the  Gemeric  Superunit,
especially  in  its  western  part  (Hnilec  area  –  Broska  &
Uher 2001).

The upper ore-bearing intrusive suite as a whole shows a

much  higher  grade  of  geochemical  specialization.  In  com-
parison with the foregoing biotite granites, the Li-mica gran-
ites are depleted in Si, Ti, Fe, K, Zr, Y, REE, and enriched in
Al,  Na,  Li,  P,  F,  Cs,  Ga,  Nb,  Rb,  Sn,  Ta,  and  W.  The  con-
tents  of  Fe,  Mg,  Ca,  Ba,  Sr,  U,  and  Th  are  scattered  and
strongly influenced by late processes. Going from the lower
tourmaline- to the upper topaz-bearing facies, the content of
Si decreases (73 to 71 wt. %), while contents of other index
elements  increase:  P (0.3  to  0.6 wt. % P

2

O

5

),  F (0.5  to

1.5 wt. % F), Li (0.05 to 0.3 wt. % Li

2

O), Nb (22 to 63 ppm),

and W (8 to 82 ppm).

Albitite in the uppermost part of the cupola is rich in Na (up

to  9.4 wt. % Na

2

O),  Ga  (ca. 50 ppm),  Sn (400—900 ppm),

Ta (40—95 ppm)  and  poor  in  K (0.5—1.8 wt. % K

2

O),  F (ca.

0.1 wt. %), and Rb (87—118 ppm). Secondary processes (silic-
ification,  mylonitization,  sericitization,  carbonatization)  are

Sample No. 

Depth (m) 

Unit 

Description 

3626 

459.0–461.6 

Upper intrusive suite, albitites 

Quartz albitite 

3627 

471.2–473.4 

Slightly silicified albitite  

3628 

487.0–489.0 

Strongly silicified (greisenized) and mylonitized albitite 

3629 

489.0–490.5 Apatite-rich 

albitite 

3630 

504.2–507.7 Mylonitized 

albitite 

3631 

559.0–561.7 

Upper intrusive suite, Li-mica granites 

Mylonitized topaz granite 

3632 

569.8–574.0 

Mylonitized topaz granite 

3633 

577.4–582.4 

Topaz granite, without alteration 

3634 

594.9–597.8 

Mylonitized topaz granite 

3635 

607.9–611.4 

Mildly mylonitized topaz granite 

3636 

627.4–633.9 Sericitized 

tourmaline 

granite 

3637 

657.9–664.0 Sericitized 

tourmaline 

granite 

3638 

681.6–691.5 Tourmaline 

granite 

3639 

783.3–787.7 

Deeper intrusive suite, biotite granites 

Biotite granite 

3640 

870.2–873.8 Biotite 

granite 

3641 

908.2–910.9 Porphyritic 

biotite 

granite 

background image

23

TECTONO-HYDROTHERMAL OVERPRINT OF PERALUMINOUS GRANITE (GEMERIC UNIT, SLOVAKIA)

G

G

G

G

GEOL

EOL

EOL

EOL

EOLOGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPATHICA

THICA

THICA

THICA

THICA, 2015, 66, 1, 19—36

Table 2: Bulk-rock chemical analyzes of studied granitoids (wt. %, trace elements in ppm).

responsible  for  local  increase  of  Si  (up  to  79.7 wt. % SiO

2

),

Mg (up  to  0.87 wt. % MgO),  Ca (up  to  1.37 wt. % CaO),
P (up to 0.80 wt. % P

2

O

5

), and Sr (up to 153 ppm).

Mineralogy

Feldspars

Biotite  granites  contain  perthitic  K-feldspar  (Ab

04

,  max.

0.14 wt. % BaO, Rb-free) in association with slightly zoned
altered albite (An

03—08

). The K-feldspar is locally enriched in

phosphorus (max. 0.4 wt. % P

2

O

5

, 0.015 apfu P), while albite

is P-free (Table 3).

Li-mica granites contain pure albite (An

00—01

) and Ba-free

perthitic K-feldspar (Ab

02

). The content of Rb in Kfs increases

upwards  from  0.1 wt. % Rb

2

O  in  tourmaline  granite  to  ca.

0.4 wt. % Rb

2

O  (0.013 apfu Rb)  in  topaz  granite  and  is  not

influenced by the low-temperature alteration. In contrast, the
primary high content of phosphorus in both feldspars is pre-
served  only  rarely  in  the  core  of  some  grains  (up  to
0.54 wt. % P

2

O

5

  in  Kfs  and  0.30 wt. % P

2

O

5

  in  albite).  The

majority  of  feldspar  grains  are  actually  P-free,  but  contain
plenty of µm-sized inclusions of secondary apatite.

Rock  

Quartz 
albitite 

Silicified and 

mylonitized 

albitite 

Mylonitized 

topaz granite 

Topaz 

granite 

Tourmaline 

granite 

Biotite 

granite 

Porphyritic 

biotite granite 

Sample 

3626 

3628 

3631 

3633 

3638 

3640 

3641 

SiO

2

 

        72.81 

          79.69 

          69.21 

         71.68 

         73.24 

        74.96 

          75.57 

TiO

2

 

          0.01 

            0.02 

            0.02 

           0.03 

           0.06 

          0.10 

            0.14 

Al

2

O

3

 

        15.80 

          11.33 

          16.30 

         15.66 

         14.11 

        13.06 

          12.21 

Fe

2

O

3

 

          0.05 

            0.263 

            0.27 

           0.18 

           0.46 

          0.44 

            0.82 

FeO 

          0.09 

            0.33 

            0.45 

           0.51 

           0.58 

          0.83 

            1.19 

MnO 

          0.005 

            0.021 

            0.037 

           0.050 

           0.022 

          0.037 

            0.056 

MgO 

          0.14 

            0.66 

            1.66 

           0.02 

           0.26 

          0.16 

            0.18 

CaO 

          0.43 

            0.87 

            1.81 

           0.72 

           0.70 

          0.56 

            0.56 

Li

2

          0.005 

            0.018 

            0.021 

           0.282 

           0.050 

          0.010 

            0.012 

Na

2

          9.37 

            0.92 

            1.54 

           4.13 

           3.57 

          3.22 

            2.85 

K

2

          0.61 

            3.46 

            4.94 

           4.36 

           4.66 

          5.26 

            4.87 

P

2

O

5

 

          0.30 

            0.52 

            0.45 

           0.49 

           0.27 

          0.12 

            0.12 

          0.08 

            0.31 

            0.29 

           1.38 

           0.48 

          0.18 

            0.21 

LOI 

          0.46 

            1.74 

            3.41 

           1.15 

           1.08 

          0.92 

            0.89 

H

2

O– 

          0.04 

            0.06 

            0.07 

           0.05 

           0.06 

          0.03 

            0.04 

Total 

      100.17 

        100.08 

        100.35 

       100.11 

         99.4 

        99.81 

          99.62 

ASI 

          0.94 

            1.66 

            1.46 

           1.22 

           1.16 

          1.09 

            1.11 

Nb/Ta 

          1.0 

            1.4 

            2.9 

           3.3 

           2.9 

          4.0 

            4.8 

Zr/Hf 

          6.3 

            6.0 

            9.0 

         10.5 

         19.9 

        24.5 

          28.2 

Ba 

        15 

          47 

          40 

         58 

         96 

        84 

          81 

Be 

          1 

            2 

            2 

           2 

           6 

          7 

            6 

Cs 

          3.9 

          26 

          51 

         74 

         52 

        14 

          20 

Ga 

        51 

          25 

          45 

         40 

         27 

        20 

          20 

Hf 

          4.8 

            4.5 

            2.7 

           2.4 

           2.9 

          3 

            3.3 

Nb 

        70 

        138 

          83 

       601 

         22 

          9.7 

          10 

Rb 

      100 

        744 

      1209 

     1698 

       802 

      459 

        436 

Sn 

      654 

        926 

        198 

         92 

         57 

        25 

          24 

Sr 

        52 

        118 

          57 

       187 

         24 

        20 

          22 

Ta 

        71 

          96 

          29 

       189 

           7.6 

          2.4 

            2.1 

Th 

          6.5 

            8.2 

            6.9 

           9.4 

         11 

        14 

          15 

        21 

          26 

          24 

         24 

         26 

        17 

          19 

          4.3 

          13 

            8 

         82 

           8.4 

          6.1 

            5.5 

Zr 

        30 

          27 

          24 

         25 

         58 

        73 

          93 

          0.4 

            1.3 

            2.3 

           5 

         17 

        24 

          30 

La 

          0.2 

            0.5 

            1.2 

           0.6 

           5.4 

          9.2 

          12.9 

Ce 

          0.4 

            0.9 

            2.5 

           2.1 

         12.3 

        21.4 

          30.2 

Pr 

          0.06 

            0.14 

            0.31 

           0.31 

           1.53 

          2.59 

            3.67 

Nd 

    <0.3 

            0.6 

            1.2 

           1.3 

           5.5 

          8.9 

          13.4 

Sm 

          0.09 

            0.29 

            0.45 

           0.69 

           1.84 

          2.6 

            3.44 

Eu 

          0.05 

            0.08 

            0.16 

     <0.02 

           0.07 

          0.15 

            0.2 

Gd 

          0.11 

            0.38 

            0.41 

           0.6 

           1.96 

          2.65 

            3.6 

Tb 

          0.02 

            0.07 

            0.08 

           0.19 

           0.5 

          0.62 

            0.81 

Dy 

          0.08 

            0.31 

            0.36 

           0.93 

           3.18 

          4.09 

            5.26 

Ho 

    <0.02 

            0.05 

            0.05 

           0.12 

           0.58 

          0.84 

            1.09 

Er 

          0.04 

            0.12 

            0.17 

           0.36 

           1.63 

          2.61 

            3.24 

Tm 

    <0.01 

            0.02 

            0.03 

           0.07 

           0.27 

          0.44 

            0.52 

Yb 

    <0.05 

            0.1 

            0.28 

           0.56 

           1.71 

          3.04 

            3.49 

Lu 

    <0.01 

            0.02 

            0.04 

           0.07 

           0.23 

          0.44 

            0.49 

 

background image

24

BREITER, BROSKA and UHER

G

G

G

G

GEOL

EOL

EOL

EOL

EOLOGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPATHICA

THICA

THICA

THICA

THICA, 2015, 66, 1, 19—36

Fig. 3. Harker diagrams and chondrite normalized REE patterns of the Dlhá dolina granitic rocks. The atomic Zr/Hf-value (x-axis) is the most
stable indicator of magma fractionation in the case of altered rocks. For comparison, representative analyses of Hnilec granites (unpublished
data by I. Broska), Surovec granites (Petrík et al. 2011) and pure magmatic rare-metal granites from the Podlesí, western Krušné hory/Erzge-
birge, Czech Republic (unpublished data by K. Breiter) are shown. a – Zr/Hf vs. Al

2

O

3

b – Zr/Hf vs. P

2

O

5

c – Zr/Hf vs. F, d – Zr/Hf

vs. Li

2

O, e – Zr/Hf vs. Rb, f – Zr/Hf vs. Ta, g – Zr/Hf vs. Sn, h – chondrite normalized REE patterns. HREE in the albitite are lower

than the detection limits of ICP-MS. Chondrite values according to Mc Donough & Sun (1995).

background image

25

TECTONO-HYDROTHERMAL OVERPRINT OF PERALUMINOUS GRANITE (GEMERIC UNIT, SLOVAKIA)

G

G

G

G

GEOL

EOL

EOL

EOL

EOLOGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPATHICA

THICA

THICA

THICA

THICA, 2015, 66, 1, 19—36

Albitite contains only pure albite (An

< 01

). Like

the  Li-mica  granite,  this  albite  equilibrated  with
hydrothermal fluids and contains numerous inclu-
sions of secondary apatite. Some grain cores con-
tain max. 0.4 wt. % P

2

O

5

 (0.015 apfu P).

Micas

Micas originated in all episodes of granite evo-

lution:  magmatic  crystallization,  high-temperature
alteration  (greisenization),  and  low-temperature
Alpine  overprint.  The  later  processes  have  not
only produced a new population of mica, but also
re-equilibrated mica grains crystallized during the
earlier episode, so the micas represent genetically
the most complicated mineral group.

The most important signature of the magmatic

micas is, along with their texture, relatively high
contents of F, Li, and Rb. While it is not techni-
cally  possible  to  analyse  Li  using  the  electron
microprobe,  high  contents  of  F  and  Rb  are  the
most  important  indicators  of  the  magmatic  ori-
gin of a particular mica. Biotite from the deeper
intrusive  suite  is  poor  in  Mg  (#Mg  0.25—0.30)
and Rb (0.10—0.14 wt. % Rb

2

O) and free of fluo-

rine ( < 0.1 wt. % F) (Fig. 4, Table 4). Associated
Fe-dominant  chlorite  (chamosite)  is  relatively
slightly Mg-depleted (#Mg 0.15) in comparison
with the biotite.

In  the  whole  body  of  tourmaline  and  topaz

granites,  only  the  sample  from  the  depth  of
ca.  580 m  contains  mica,  which  can  be  consid-
ered  as  primary  magmatic  mica.  This  zin-
nwaldite  forms  typical  bright  brownish  flakes
0.5 mm  in  size  containing  inclusions  of  zircon
and  ore  minerals.  The  fresh  cores  are  relatively
rich  in  Fe  (9.4 wt. % FeO,  1.15 apfu Fe),
Rb (up to  1.5 wt. % Rb

2

O,  0.14 apfu Rb)  and

F (up  to  7.7 wt. % F,  3.7 apfu F),  while  slightly
altered  rims  are  enriched  in  Al  (up  to  24 wt. %
Al

2

O

3

, 4.0 apfu Al) and depleted in all the afore

mentioned 

elements 

(6.1—7.0 wt. % FeO,

0.13—0.78 wt. % Rb,  4.7—5.9 wt. % F).  Contents
of  SiO

2

  are  scattered  between  48.5—49.4 wt. %

(7.0—7.4 apfu Si). Using the published equations
for  correlation  between  contents  of  Li  and  Si,
Li-contents  in  the  mica  cores  should  be  ca.
3.8—4.0 wt. %  Li

2

O  ( ~ 2.2  apfu  Li  –  Breiter  et

al.  2005)  or  4.8—5.0 wt. %  Li

2

O  ( ~ 2.7  apfu

Li  –  Tischendorf  et  al.  1999).  According  to
bulk-rock  Li-contents, the lower values seem to
be more realistic.

The  micas  from  all  other  samples  from  the

“Li-mica  granites”  are  to  variable  degrees  al-
tered:  enriched  in  Al  (30—32 wt. % Al

2

O

3

),  Mg

(up  to  1.9 wt. % MgO),  and  depleted  in  Fe  (4.3
to  0.3 wt. % Fe),  Rb  ( < 0.3 wt. % Rb

2

O),  and  F

( < 2.4 wt. % F).  This  mica  should  be  termed  as
phengitic muscovite.

Table 3:

 Representative 

compositions 

(in 

wt. %) 

and 

empirical 

formulae 

(based 

on 

oxygen 

atoms) 

of 

alkali 

feldspars.

background image

26

BREITER, BROSKA and UHER

G

G

G

G

GEOL

EOL

EOL

EOL

EOLOGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPATHICA

THICA

THICA

THICA

THICA, 2015, 66, 1, 19—36

Fig. 4. Diagrams of mica composition (recalculated on the basis of 22 atoms of oxygen). – Diagram Si vs. Fe+Mg+Mn shows different
trends in magmatic micas from the Nejdek-Podlesí pluton, Czech Republic (unpublished data by K. Breiter) and low-temperature altered
micas from the Dlhá dolina pluton. For comparison, published analyses of micas from near Surovec and Dlhá dolina granites (Petrík et al.
2011, 2014) are also shown. b – Diagram Fe vs. Mg in micas documents depletion in Fe and enrichment of Mg during Alpine LT alter-
ation of the Dlhá dolina and Surovec granites. Rare phlogopite (4.0—4.5 apfu Mg) found in the mylonitized albitite do not match the field of
this diagram. Remember, these diagrams are not IMA-classification diagrams of micas.

Zircon

It forms euhedral to subhedral crystals, usually 50 to 150 µm

in size, scattered in quartz, albite and muscovite. The crystals
are commonly partly to totally metamict, in some cases with
tiny inclusions or intergrowths of xenotime-(Y), ThSiO

4

 phase

(thorianite or huttonite), uraninite, cassiterite, and (W)-Nb-Ta
oxide  minerals  (Fig. 5).  Composition  of  zircon  strongly  de-

pends on the fractionation degree of parental granitic rock: con-
centrations of Hf and Sc generally increase from less fraction-
ated biotite granites to the most fractionated topaz-zinnwaldite
granite and quartz albitite or from core to rim (Table 5).

The  HfO

2

  content  and  Zr/Hf  wt.  ratio  attain  1.4—4.1 wt. %

and 38—13 in biotite granites, 2.0—2.6 wt. % and 30—20 in tour-
maline granite, 3.3—13 wt. % and 14.5—3.5 in topaz granite, and
6.6—12 wt. % and 7.9—4.0 in albitite, respectively (Fig. 6a).

Fig. 5. BSE photomicrographs of zircon from the Dlhá dolina granites. a – Elongated zircon crystal with inclusions of fluorapatite (anhedral
black), xenotime (larger white) and thorite/huttonite (smaller white), biotite granite (sample 3641); – Zircon crystals (dark grey) with xeno-
time intergrowths (pale grey) and thorite/huttonite (white), tourmaline granite (sample 3638); c – Zircon crystal (dark grey) with ferrocolum-
bite  (pale  grey)  and  W-rich  ixiolite/columbite  phase  (white),  tourmaline  granite  (sample 3638);  d  –  Euhedral  zircon  crystal  with  diffuse
zoning, mylonitized topaz granite (sample 3634); e – Zircon crystals and intergrowths of uraninite + ferrocolumbite + microlite phase (white)
in muscovite, mylonitized topaz granite (sample 3634); f – Zircon (grey) with numerous tiny inclusions of uraninite, rarely cassiterite (white)
in association with W-rich ixiolite/columbite phase (large white mineral, upper part of figure), topaz granite (sample 3633).

background image

27

TECTONO-HYDROTHERMAL OVERPRINT OF PERALUMINOUS GRANITE (GEMERIC UNIT, SLOVAKIA)

G

G

G

G

GEOL

EOL

EOL

EOL

EOLOGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPATHICA

THICA

THICA

THICA

THICA, 2015, 66, 1, 19—36

Table 4:

 Representative 

compositions 

(in 

wt. %) 

 and 

empirical 

formulae 

(based 

on 

22 

oxygen 

atoms) 

of 

micas. 

Contents 

of 

Li

2

were 

calculated 

only 

in 

primary 

magmatic 

Mg-free 

micas

according to algorithms by 

Breiter et al. (2002).

background image

28

BREITER, BROSKA and UHER

G

G

G

G

GEOL

EOL

EOL

EOL

EOLOGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPATHICA

THICA

THICA

THICA

THICA, 2015, 66, 1, 19—36

Table 5: 

Representative 

compositions 

of 

zircon 

(in 

wt. %, 

contents 

of 

La, 

Pr, 

Nd, 

Sm, 

Eu, 

Tb, 

Ho, 

Tm, 

Lu, 

and 

Mn 

are 

under 

detection 

lim

it 

of 

EMPA).

background image

29

TECTONO-HYDROTHERMAL OVERPRINT OF PERALUMINOUS GRANITE (GEMERIC UNIT, SLOVAKIA)

G

G

G

G

GEOL

EOL

EOL

EOL

EOLOGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPATHICA

THICA

THICA

THICA

THICA, 2015, 66, 1, 19—36

Fig. 6. Chemical composition of zircon from Dlhá dolina granites in atoms per formula unit. a – Zr vs. Hf, b – Zr/Hf vs. Sc, c – Zr/Hf
vs. P, d – Zr/Hf vs. As.

In both suites  contents of Sc increased upwards, while  con-

tents of Y decreased: from 0.0—0.2 to 0.1—0.7 wt. % Sc

2

O

and

0.2—1.6  to  0.2—0.5 wt. % Y

2

O

in  biotite  granites,  and  from

0.1—0.3  to  0.8—2.8 wt. % Sc

2

O

3   

(Fig. 6b)  and  0.5—1.0  to

0.0-0.6 wt. % Y

2

O

in Li-mica granites. However, zircon from

the topaz granite occasionally shows irregular Y, HREE-rich
zones with 1 to 2 wt. % Y

2

O

3

. Contents of REEs in zircon are

generally low to moderate, heavy REE (HREE – Gd to Lu)
apparently  prevail  over  light  REE  (LREE  –  La  to  Eu),  at-
taining 0.3 to 1 wt. % HREE

2

O

3

 in all studied granite types.

The  contents  of  phosphorus  attain  0.1  to  3.8 wt. % P

2

O

5

(up to 0.1 apfu P, Fig. 6c), it positively correlates with triva-
lent    A-site  cations,  especially  Sc  and  Y.  Moreover,  zircon
from the most evolved granites reveals elevated niobium con-
centrations:  up  to  0.4 wt. % Nb

2

O

5

  in  albitite  and  up  to

0.9 wt. % Nb

2

O

5

 (0.013 apfu Nb) in topaz granite. Slightly el-

evated contents of Al (up to 0.25 wt. % Al

2

O

3

; 0.01 apfu Al),

Fe  (max.  0.6 wt. % Fe

2

O

3

;  0.015 apfu Fe),  Ca  (up  to

1.0 wt. % CaO;  0.03 apfu Ca)  and  Sr  (max.  0.1 wt. % SrO;
0.002 apfu Sr)  are  characteristic  mainly  for  the  (metamic-
tized?) zircons from the topaz granite. Elevated contents of As
(up to 0.5 wt. % As

2

O

3

; 0.008 apfu As,  Fig. 6d)  in  some  zir-

cons from topaz granite and albitite may indicate reequilibra-
tion with hydrothermal fluid during greisenization.

The  compositional  relationships  indicate  a  presence  of

HfZr

—1

,  ScP(Zr,Hf)

—1

Si

—1

,  YP(Zr,Hf)

—1

Si

—1

,  and  especially

(Sc,Y)(P,  As,Nb)(Zr,Hf)

—1

Si

—1

  substitutions  in  the  majority

of  analysed  zircon  crystals.  However,  limited  AlPSi

—2

,  ber-

linite-type substitution could also play a role. Uranium-rich
compositions  commonly  show  positive  correlation  with  Fe
and Ca.

Fluorapatite

Fluorapatite in the biotite granites should be considered as

a magmatic mineral. It forms homogeneous, mostly isometric
grains,  20—50 µm  across.  Fluorapatite  is  sometimes  included
in  mica;  in  other  cases  it  is  interstitial.  It  is  fully  saturated
in  fluorine  and  relatively  poor  in  Mn  (0.1—1.4 wt. % MnO,
up  to  0.1 apfu Mn),  but  slightly  enriched  in  Ce  (max.
0.3 wt. % Ce

2

O

3

).

Fluorapatite  within  the  Li-mica  granites  and  albitite  was

strongly  affected  by  the  Alpine  low-temperature  processes.
Individual  crystals  or  their  parts  differ  greatly  in  intensity
and  colour  of  CL:  from  intensive  yellow  through  red  and
violet  to  yellowish-grey.  The  intensity  of  CL  generally  in-
creases with increasing contents of Mn, Fe, and Sr, but with-
out clear correlation to one of the above mentioned elements.
The distribution of Mn, Fe, and Sr is highly variable not only
between samples, but also within individual grains (Table 6).
Maximum  contents  of  minor  elements  in  fluorapatite  from
Li-mica  granites  attain  3.0 wt. % MnO  (0.22  apfu  Mn),
0.6 wt. % FeO (0.05 Fe), and 1.8 wt. % SrO (0.09 apfu Sr).

Within albitite, including their silicified (greisenized) parts,

fluorapatite  variegated  in  even  broader  intervals  as  in  the
granites:  0—3.3 wt. % MnO  (0.25 apfu Mn),  0—0.6 wt. % FeO

background image

30

BREITER, BROSKA and UHER

G

G

G

G

GEOL

EOL

EOL

EOL

EOLOGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPATHICA

THICA

THICA

THICA

THICA, 2015, 66, 1, 19—36

(0.05 Fe), and up to 7.5 wt. % SrO (0.39 apfu Sr). As in Li-mica
granites, all fluorapatites are F-saturated and free of Cl and Ce.

Tiny fluorapatite grains disseminated in feldspars or filling

small cracks in older minerals show conspicuous bright yel-
low colour in CL, but they are too small to be analyzed.

Topaz

Euhedral,  probably  late-magmatic  interstitial  crystals  of

topaz, up to 1 mm in size, were encountered only in the to-
paz  granite.  The  crystals  show  fine  oscillatory  zoning  and
tiny  cracks  filled  by  secondary  fluorapatite.  Topaz  is  fully
saturated  in  fluorine  ( ~ 2.0 apfu F)  and  slightly  enriched  in
phosphorus (up to 0.2 wt. % P

2

O

5

≤0.005 apfu P, Table 7).

Tourmaline

Fine grains of tourmaline (max. 0.1 mm across), bluish in po-

larized light, scarcely occur in the biotite and tourmaline gran-
ites. Macroscopically black tourmaline, brownish in polarized
light,  is  common  in  the  lower  part  of  the  younger  intrusive
suite.  It  is  disseminated  as  small  individual  grains  or  forms
aggregates up to several cm across. According to its chemical
composition, both varieties of tourmaline should be termed as
schorlitic tourmaline with Fe/(Fe + Mg) ratio between 0.60 to
0.95 and a low concentration of F (up to 0.2 wt. %) (Table 8).

Discussion

Evolution of micas in the Dlhá dolina pluton

To distinguish the primary high-temperature (Variscan) and

low-temperature  (Alpine)  micas  and  to  assess  the  degree  of
secondary  overprint  of  the  former,  we  examined  several  dia-
grams  (Fig. 4a,b).  Already  published  analyses  of  micas  from
the Surovec granite and the Dlhá dolina topaz granite (Petrík
et al. 2011,  2014)  and  representative  analyses  of  pure  mag-
matic  micas  from  the  peraluminous  P-F-Li  rich  granitic  sys-
tem  of  Nejdek-Podlesí,  western  Krušné  hory  Mts  (Breiter
2002; Breiter et al. 2005) are plotted in all diagrams for com-
parison. All micas from the DD-3 borehole are rich in alumina
containing 4.8—5.3 apfu Al (Table 4). The content of Al in the
octahedral position usually reached 3.3—3.5 apfu, which indi-
cated  that  most  of  the  analysed  micas  are  di-octahedral.  The
exceptions are altered biotite from the biotite granites (Al

VI

~

3)

Table 6:  Representative  composition  (in  wt. %)    and  empirical  for-
mulae (based on 12.5 oxygen atoms) of fluorapatite (contents of Ti,
Al, Mg, Ba, Rb, Ce, and Cl are under the detection limit of the micro-
probe).  Content  of  F  fitted  to  the  maximum  amount  of
(F + Cl + OH) = 1 when overestimated by analysis.

Sample 

3628 3628 3628 3641 3631 

Rock 

Albitite Albitite Albitite 

Topaz  

granite 

Biotite  

granite 

Colour 

in 

CL  violet  red  yellow yellow yellow 

SiO

2

 

      0.00        0.00        0.00        0.06        0.00 

FeO 

      0.00        0.00        0.62        0.28        0.00 

MnO 

      0.00        0.00        2.77        1.42        0.60 

CaO 

    55.85      55.83      48.50      53.75      54.05 

SrO 

      0.00        0.00        5.67        0.00        1.85 

Na

2

      0.00        0.00        0.08        0.13        0.05 

K

2

      0.00        0.00        0.00        0.13        0.00 

P

2

O

5

 

    42.82      42.51      41.20      41.94      42.08 

      3.61        3.75        3.66        3.75        3.75 

F=O 

    –1.52      1.62      –1.55      1.56      1.56 

Total 

  100.75    100.56    100.89      99.87    100.81 

Si 

0.001 

0.001 

0.001 

0.005 

0.000 

Fe 

0.000 

0.001 

0.046 

0.019 

0.002 

Mn 

0.002 

0.000 

0.206 

0.102 

0.043 

Ca 

4.968 

4.990 

4.570 

4.855 

4.906 

Sr 

0.000 

0.000 

0.289 

0.000 

0.091 

Na 

0.000 

0.000 

0.013 

0.021 

0.008 

0.000 

0.000 

0.000 

0.014 

0.000 

3.010 

3.002 

3.067 

2.993 

3.018 

0.947 

0.989 

1.000 

1.000 

1.000 

 

SiO

2

 

     32.37 

     32.58 

     32.33 

     32.39 

     32.56 

Al

2

O

3

 

     56.09 

     55.72 

     55.68 

     55.42 

     55.67 

FeO 

       0.00 

       0.00 

       0.00 

       0.06 

       0.04 

MnO 

       0.00 

       0.00 

       0.07 

       0.00 

       0.08 

P

2

O

5

 

       0.00 

       0.08 

       0.21 

       0.19 

       0.08 

     20.72 

     20.80 

     20.76 

     21.39 

     20.84 

F=O 

     –8.76 

     –8.80 

     –8.78 

     –9.05 

     –8.81 

Total 

   100.42 

   100.39 

   100.27 

   100.41 

   100.45 

Si 

0.987 

0.994 

0.988 

0.992 

0.994 

Al 

2.016 2.004 2.005 2.000 2.002 

Fe 

0.000 0.000 0.000 0.002 0.001 

Mn 

0.000 0.001 0.002 0.000 0.002 

0.000 0.002 0.005 0.005 0.002 

1.998 2.007 2.006 2.072 2.011 

 

Table 7: Representative composition (in wt. %)  and empirical for-
mulae (based on 5 oxygen atoms) of topaz from the sample 3633.
Contents  of  elements  Ti,  Mg,  Ca,  Ba,  Rb,  Na,  and  K  in  all  cases
lower than detection limit 0.05 wt. %.

Rock 

Tourmaline  

granite 

Tourmaline  

granite 

Biotite  

granite 

Biotite  

granite 

Sample 3638 

3638 

3641 3641 

Colour brown  brown  blue  blue 
SiO

2

 

       33.94 

        35.99 

    35.89 

    36.18 

TiO

2

 

         0.90 

          0.26 

      0.12 

      0.02 

Al

2

O

3

 

       28.87 

        29.83 

    30.42 

    34.41 

FeO 

       18.68 

        12.12 

    14.91 

    13.63 

MgO 

         0.58 

          4.53 

      3.06 

      1.63 

MnO 

         0.24 

          0.11 

      0.19 

      0.14 

CaO 

         0.02 

          0.03 

      0.60 

      0.15 

Na

2

         2.80 

          2.81 

      2.50 

      1.97 

K

2

         0.07 

          0.07 

      0.06 

      0.05 

      <0.05 

          0.17 

    <0.05 

      0.00 

F=O 

 

        –0.06 

 

 

Total 

      86.20 

        85.86 

     87.76 

    88.18 

Si 

5.941 6.086 6.021 

5.939 

Ti 

0.119 0.033 0.016 

0.002 

Al 

5.955 5.944 6.015 

6.657 

Fe 

2.734 1.713 2.091 

1.871 

Mg 

0.151 1.141 0.765 

0.398 

Mn 

0.035 0.016 0.028 

0.020 

Ca 

0.003 0.005 0.108 

0.027 

Na 

0.951 0.922 0.814 

0.626 

0.016 0.016 0.012 

0.011 

0.000 0.089 0.000 

0.000 

 

Table 8: Representative compositions (in wt. %) and empirical for-
mulae  (based  on  24  oxygen  atoms)  of  tourmaline  (contents  of  Ba,
Rb, P, and F are under the detection limit of EMPA).

background image

31

TECTONO-HYDROTHERMAL OVERPRINT OF PERALUMINOUS GRANITE (GEMERIC UNIT, SLOVAKIA)

G

G

G

G

GEOL

EOL

EOL

EOL

EOLOGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPATHICA

THICA

THICA

THICA

THICA, 2015, 66, 1, 19—36

Fig. 7. Distribution of some chemical elements in the borehole DD-3, the Dlhá dolina pluton. a – Contents of Na

2

O, K

2

O, P, and F along

the borehole DD-3 (moving average of 5 adjacent samples, computed by authors from original data of Malachovský et al. 1992); – Cor-
relation between Na

2

O and K

2

O in rocks from the borehole DD-3 (data from Malachovský et al. 1992). The sum of the alkali oxides in

magmatic rocks ranges between 8—10 wt. %; during fractionation contents of Na

2

O generally increased, while K

2

O decreased. Decrease in

Na

2

O in some samples is caused by mylonitization (in Li-mica granites) and silicification-greisenization (in albitite).

and zinnwaldite from the “fresh” topaz granite at the depth of
580 m  (Al

VI

~

2.7—2.9).  The  low  total  of  divalent  elements

(Fe + Mg + Mn < 1 apfu, Fig. 4a) and especially the low content
of  Fe  (mostly  < 1 apfu)  is  a  logical  counterpart  of  the  high
Al

VI 

. The unusually high content of MgO and thus high #Mg

(atomic ratio Mg/(Mg + Fe)) of the majority of  micas from the
Dlhá dolina pluton is noticeable at the first view. With the ex-
ception  of  the  relatively  less  tectonically  affected  sample  of
the topaz-zinnwaldite granite (MgO < 0.1 wt. %,  #Mg < 0.05),
the MgO and #Mg are substantially higher than usual in micas
from fractionated granites or leucogranites (Fig. 4b, compare
the compilation in Tischendorf et al. 1999).

Fig. 4b  summarizes  the  changes  in  chemical  composition

from slightly Fe-deficient, but still F, Li-rich zinnwaldite from
the  topaz  granite  at  a  depth  of  580 m,  the  Alpine  Li-rich
phengite  (altered  primary  Li-Fe  mica)  from  the  tourmaline
granite,  to  Mg-enriched  F-free  phengite  from  the  uppermost
strongly mylonitized part of the topaz granite and albitite.

Published data from the Dlhá dolina granites (Petrík et al.

2014)  are  closer  to  the  theoretical  magmatic  evolution  than
our data, because they analysed the tectonically least affected
parts of the borehole DD-3, while we studied samples from
the  whole  core  to  ascertain  the  extent  of  post-magmatic
changes. Summarizing all the available data, following sce-
nario of mica evolution can be proposed:

! The deeper suite of biotite granites: primary annite was

partially  chloritized  and/or  muscovitized.  Timing  of  the  al-
teration (post-magmatic vs. Alpine) is not clear;

! The  upper  suite,  tourmaline  granite:  primary    Li-mica

(protolithionite?)  was  partially  muscovitized  (Li,  Fe,  F-de-
creased), but not enriched in Mg;

! The  upper  suite,  topaz  granite:  primary  zinnwaldite  is

preserved in tectonically undeformed domains. In deformed
parts, the mica was muscovitized (Li, F, Fe-decreased) pro-
ducing  Li-rich  phengite  from  the  surface  of  mineral  grains
downwards, and enriched in Mg;

! The upper suite, albitite: all textural types of mica repre-

sent Mg-rich muscovite (phengite), as a result of the Alpine

overprint.  The  primary  character  of  these  micas  cannot  be
deciphered, but part of the micas with relatively higher fluo-
rine  (0.5—1.5 apfu F)  could  by  remnants  after  primary  zin-
nwaldite.  The  F-poor  micas  represent  the  low-temperature
Alpine generation.

Magmatic evolution of the Dlhá dolina pluton

Abrupt changes in contents of some chemical elements sup-

port sharp, intrusive contact between the lower barren and the
upper  rare-metal  granite  suites  in  the  Dlhá  dolina  pluton.
Moreover,  these  granites  were  tectonically  modified  (Fig. 2).
Both  granite  suites  represent  late-orogenic  peraluminous
crustal melts. While the deeper intrusion formed a chemically
homogeneous body, the upper magma batch underwent differ-
entiation in situ resulting in remarkable stratification.

The  direction  and  manner  of  crystallization  of  the  upper

suite  resulted  mainly  from  a  combination  of  two  factors:
chemical  stratification  within  the  water-  and  fluxes-rich
magma  batch  (London  2014),  and  cooling.  Petrasová  et  al.
(2007) estimated the metamorphic conditions in the country
rock during the intrusion of Li-mica granites near 100 MPa
and 430 °C. This means relatively shallow, nearly sub-volca-
nic conditions with a fast cooling rate of the granites.

The  increase  of  Na,  F,  P,  Li,  and  Rb  combined  with  de-

crease of Si, K, Fe in the depth interval from 720 to 550 m
upwards (Fig. 7a) are mineralogically expressed in transition
of  the  tourmaline  (+Li-rich  biotite  or  protolithionite)  to  the
topaz ( + zinnwaldite) granite. The uppermost part of the to-
paz granite (in the depth of 575—550 m) is strongly affected by
shearing  and  primary  character  of  the  contact  between  topaz
granite and overlaying albitite is difficult to interpret. Presence
of  some  K-feldspar  in  approximately  the  lowermost  50 m  of
the albitites (in the depth of 550—500 m) suggests that the con-
tact  between  topaz  granite  and  quartz  albitite  was  primarily
transitional. This transition is marked by increases of Na, Ga,
Nb, Ta, and Sn and decreases of K, Fe, P, F, Li, Rb, Cs, W, Y,
and REE. Contents of Si, Al, and Zr remain the same.

background image

32

BREITER, BROSKA and UHER

G

G

G

G

GEOL

EOL

EOL

EOL

EOLOGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPATHICA

THICA

THICA

THICA

THICA, 2015, 66, 1, 19—36

The sum of the alkalis (Na

2

O + K

2

O) in all the rock facies

varies  in  a  relatively  narrow  interval  8—10 wt. %  (Fig. 7b)
and  is  consistent  with  fully  magmatic  origin  of  the  albitite.
Albite grains in the albitite are enriched in phosphorus sug-
gesting  their  primary  magmatic  origin  (London  et  al.  1993;
Breiter et al. 2002). Also the texture of non-mylonitized albi-
tite  is  consistent  with  crystallization  from  melt;  no  signs  of
Na-metasomatosis  were  found.  Thus,  the  upper  part  of  the
magma batch should have been enriched in Na before the feld-
spar started to crystallize. We found no indications of later ad-
ditional  metasomatic  input  of  alkalis  into  the  albitite.
Differentiation  of  crystallized  hydrous  silicate  melt  into
K-  and  Na-dominated  domains  is  typical  for  layered  aplite-
pegmatite systems (Jahns 1955; London 2014). Among litho-
phile  elements,  if  we  neglect  the  irregularities  caused  by  the
low-temperature Alpine overprint, the primary magmatic con-
tents of Li, Rb, Sn, Nb, and Ta in tourmaline and topaz gran-
ites  increased  systematically  upwards:  ca.  400

→1200 ppm

Rb,  200

→1000 ppm Li,  50→250 ppm  Sn,  2060 ppm  Nb,

and  10

→100 ppm  Ta.  Sharp  decreases  of  Rb-  and  Li-con-

tents in the albitite are caused by nearly complete disappear-
ance  of  Li-mica  and  an  abrupt  decrease  of  K-feldspar.  The
systematic increase of Sn, Nb and Ta in the upper part of the
cupola  does  not  correlate  with  the  extent  of  greisenization
and  suggests  a  mostly  magmatic  origin  of  disseminated
columbite in albitite. Distribution of Sn is much more scat-
tered, but the highest contents of Sn were encountered in the
Na-most  enriched  domains  of  the  albitite  body  (Fig. 8).  In
contrast, the highest contents of W were found in the topaz
granite.  Decoupling  of  Nb + Ta  and  Sn  and  W  during  final
stage  of  fractionation  of  peraluminous  F,  Li-rich  granite  was
also  described  from  the  Podlesí  granite  stock,  Krušné  hory
Mts, Czech Republic (Breiter et al. 2007).

The absence of signs of greisenization within the topaz and

tourmaline granite made any later supply of fluids (+ore ele-
ments)  from  the  depth  unlikely.  Separation  of  greisenizing
fluids from the melt should appear in situ already during crys-
tallization  of  the  tourmaline  and  mainly  topaz  granite.  The
irregular,  but  dominantly  steep  joins  may  have  formed  via
hydrofracturing during “second boiling” of the residual melt.

Low degree of greisenization

According  to  the  original  description  by  Malachovský

et al. (1992) greisenization (early post-magmatic silicification)
along  sub-vertical  (?)cm-dm-scale  joins  affected  only  the
albitite.

Among  65  samples  of  1—2 m  long  segments  of  the  core

from  the  albitite  (depth  454—554 m,  Malachovský  et  al.
1992), only two samples from the depth 488 and 489.5 m con-
tain  less  than  1 wt. %  of  Na

2

O  and  should  be  designated  as

greisen.  Moreover,  7 samples  contain  3.5—5.9 wt. % Na

2

O,

and  another  56 samples  contain  more  than  6.0 wt. % Na

2

O.

Thus, excluding the section 486—489 m, the range of silicifi-
cation (greisenization) of the albitite is minimal. Above that,
the  Si-rich  samples  are  Li-poor  (<100 ppm Li)  and  Sn  does
not correlate positively with Si, but with Na. The “greisens”
are  slightly  enriched  in  apatite;  necessary  phosphorus  was
liberated from crystal lattice of altered albite. Summing up,
the range of greisenization in the DD-3 section and its influ-
ence on mineralization is minimal, if it occurs at all.

Low-temperature Alpine overprint

The  conditions  of  the  Alpine  metamorphism  in  the  Dlhá

dolina  area  were  estimated  at  350 °C  and  180—280 MPa
(Radvanec  et  al.  2004),  however  distinctly  higher  pressures
( ~ 400 °C and 600—700 MPa) were reported by Petrasová et
al.  (2007).  The  granite  body  was  affected  by  shearing  and
mylonitization.  The  intensity  of  mechanical  deformation  is
highly variable: zones composed of only relicts of magmatic
quartz flowing in aggregates of fine-grained phengitic mus-
covite  alternate  with  nearly  fresh  primary  granite  and  albi-
tite.  The  brittle  deformation  of  granitoids  was  accompanied
by supply of fluids from dolomite, magnesite and talc bodies
to  the  granite  cupola  (Kilík  1997;  Radvanec  et  al.  2004;
Petrasová et al. 2007). These fluids, enriched in Ca, Mg and
CO

2

, permeated the upper part of the granite body resulting

in  crystallization  of  Ca,  Mg-carbonates  in  thin  joints  and
small  cavities.  Carbonate  minerals,  inconspicuous  under  an
optical  microscope,  are  clearly  detectable  on  CL-images.
During  this  process,  the  whole-rock  content  of  Mg  was  en-
riched  up  to  0.9 wt. %  in  mylonitized  albitite  and  up  to
1.7 wt. %  in  mylonitized  topaz  granite.  Similarly,  Ca  was
enriched  up  to  1.4  and  2.9 wt. %  in  albite  and  granite,  re-
spectively.  Exhumation  (end  of  the  metasomatic  processes)
was dated to 87.7 (±5.9 Ma) using zircon fission-track analy-
ses (Plašienka et al. 2007).

Comparison of the Dlhá dolina pluton with other Gemeric
granites

Three  other  granite  bodies  cropped  out  in  the  vicinity  of

the Dlhá dolina pluton. The geographically closest body, the
Surovec  granite,  is  also  the  most  similar  from  the  point  of
view of chemical composition (enrichment in F, P, and Li),
mineralogy  (topaz,  zinnwaldite,  P-rich  primary  feldspars),
and  strong  Alpine  overprint.  The  bodies  near  Hnilec  and
Betliar  are  B-specialized  containing  common  tourmaline  in
association with Li-poor micas.

Fig. 8. Contents of Na and Sn in 1—2 m long segments of the borehole
DD-3, the Dlhá dolina pluton (primary data from Malachovský et al.
1992). Enrichment of tin correlated well with high content of albite.
The “greisenized” samples poor in Na are relatively Sn-poor.

background image

33

TECTONO-HYDROTHERMAL OVERPRINT OF PERALUMINOUS GRANITE (GEMERIC UNIT, SLOVAKIA)

G

G

G

G

GEOL

EOL

EOL

EOL

EOLOGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPATHICA

THICA

THICA

THICA

THICA, 2015, 66, 1, 19—36

The  mineral  composition  of  the  Surovec  body  published

by  Petrík  et  al.  (2011,  2014)  allows  a  comparison  with  the
Li-granites  from  the  Dlhá  dolina  granite  system,  whereas
analogues of albitite and biotite granite were not found in the
Surovec body. In both localities, remnants of primary mag-
matic mineral assemblages alternate with domains of strong
Alpine  low-temperature  hydrothermal  overprint.  Increasing
intensity of the overprint is marked by nearly complete loss
of  phosphorus  in  feldspars  (from  1.5  to  < 0.1 wt. % P

2

O

5

in Surovec, from 0.5 to  < 0.1 wt. % P

2

O

5

 in Dlhá dolina) and

transformation  of  primary  zinnwaldite  (5—11.5 wt. % FeO
in  Surovec,  8.7—9.4 wt. % FeO  in  Dlhá  dolina)  to  second-
ary  Li-rich  phengite  (5—7.5 wt. % FeO  in  Surovec,
0.4—4.5 wt. % FeO in Dlhá dolina). Fluorapatite, which was
primarily  Mn-rich  (up  to  6 wt. % MnO  in  Surovec  and
3.3 wt. % MnO  Dlhá  dolina)  was  metasomatically  strongly
enriched  in  Sr  (up  to  13.6 wt. %  in  Surovec  and
5.7 wt. % SrO in Dlhá dolina). A specific feature of the Dlhá
dolina granites is the enrichment of secondary micas in mag-
nesium (commonly  ~ 2 wt. % in phengitic muscovite and up
to 20 wt. % in flogopite), which may be attributed to the pro-
cesses  of  steatization  of  the  nearby  Gemerská  Poloma  talc
deposit (Kilík 1997; Radvanec et al. 2004). Topaz from both
localities  differs  significantly:  while  topaz  from  Surovec
granite  is  enriched  in  phosphorus  (up  to  1.2 wt. % F)  and
relatively  poor  in  F  (14—15 wt. %,  only  68—75 atom. %
of  (F + OH)-site  occupancy);  topaz  from  Dlhá  dolina  is
P-poor  (max.  0.2 wt. % P

2

O

5

),  but  F-rich  (20—21 wt. % F,

~

100 atom. % of (F + OH)-site occupancy). The composition

of the Dlhá dolina topaz fits well with topaz from peralumi-
nous  topaz-zinnwaldite  granites  in  the  western  Erzgebirge
(Breiter & Kronz 2004), while the Surovec topaz was proba-
bly re-equilibrated during Alpine processes. The differences
in  composition  of  topaz,  apatite  and  secondary  micas,  and
the appearance of varied assemblages of hydrated secondary
phosphate  minerals  (Petrík  et  al.  2011)  indicate  somewhat
different  P-T  conditions  and  composition  of  Alpine  hydro-
thermal fluids at the two localities.

We  interpret  the  Dlhá  dolina  pluton  as  a  combination  of

two  intrusive  pulses:  (i)  biotite  granites,  and  (ii)  Li-mica
granites + albitite.  Two-stage  granite  evolution  has  also  been
reported from the nearby Betliar and Hnilec areas. However,
in Betliar, the first magmatic stage has formed evolved vola-
tile rich magmas which intruded into an open fault system as
sill-like bodies crystallizing as equigranular fine-grained gran-
ites  followed  by  subsequent  high-temperature  post-magmatic
alteration.  The  second  stage  intrusion  from  a  deeper  seated
magmatic  reservoir  resulted  in  formation  of  the  porphyric
granite body. The emplacement of both granite intrusions were
dated as Middle or Late Permian (Kubiš & Broska 2010).

In the Hnilec area, volatiles (mainly B, in a lesser amount

also F)  concentrated  in  hydromagma  under  the  carapace  of
fast  quenched  fine-grained  granites.  Overpressure  due  to
separation  of  B-rich  fluids  caused  hydrofracturing  of  roof
fine-grained  granites  and  exocontact  rocks.  The  F-rich  por-
tion  of  the  fluid  greisenized  some  domains  in  the  endocon-
tact.  The  porphyric  to  coarse-grained  two-mica  and  biotite
granites  are  situated  below  this  fine-grained  metasomatized
and greisenized granite carapace (Kubiš & Broska 2005).

Comparison with other rare-metal granites worldwide

Two  main  genetically  important  issues  should  be  dis-

cussed to correctly interpret the geological structure and de-
velopment of the Dlhá dolina pluton: (i) time/space relation
of the less- and more evolved rock types (biotite granites vs.
Li-mica  granites),  and  (ii)  relations  between  the  most-
evolved ore-bearing granite facies, feldspatite and greisens.

The  simplified  vertical  cross-section  of  the  Dlhá  dolina  is

compared with several long time studied and thus well recog-
nized  Sn,  W,  Nb,  Ta-bearing  plutons  from  the  Krušné  hory/
Erzgebirge  and  French  Massif  Central  (Fig. 9).  Among  the
five  compared  profiles,  only  the  Sn,  W-mineralized  Krásno
pluton (Jarchovský 1998, 2004) is composed of one intrusion.
In  all  other  plutons,  two  intrusive  units  were  recognized  and
the more-evolved rock suites are situated in the upper part of
the  profiles  above  the  less-fractionated  granites.  Both  suites
have  sharp  intrusive  contacts,  but  they  are  interpreted  as  co-
magmatic.  In  Cínovec  and  Podlesí  (both  the  Krušné  hory,
Czech  Republic),  the  younger  Li-mica  granite  formed  a
tongue-like  body  which  intruded  generally  along  the  contact
plane between the older biotite granite and its envelope (Štem-
prok et al. 1994; Breiter et al. 2005). The origin of the Beau-
voir  pluton  (France)  was  interpreted  in  another  way:  the
more-evolved part of the melt, due to lower viscosity, intruded
faster and crystallized in the upper part of the cupola. The less
evolved  more  viscose  part  of  the  melt  arrived  later  and  re-
mained in the lower part of the known profile (Raimbault et al.
1995). In the Dlhá dolina, the relative age relation between the
lower and upper granite suites remains unresolved.

Comparing  the  Dlhá  dolina  magmatic  system  with  well-

known Sn-W greisen deposits in the Krušné hory/Erzgebirge,
such  as  Geyer  and  Ehrenfriedersdorf  (Hösel  1994)  in  (Ger-
many),  and  Krásno  (Jarchovský  2004)  and  Cínovec  (Štem-
prok  &  Šulcek  1969),  both  Czech  Republic,  the  major
difference  should  be  seen  in  the  position  of  feldspar-rich
rocks  (feldspatites,  albitites)  in  the  vertical  evolution  of  the
granite  cupola,  and  time/space  relation  between  feldspatitic
rocks and greisenization. In the Krušné hory/Erzgebirge, the
greisens form the uppermost part of the cupolas. The interval
about  200 m  thick  below  the  greisen  is  occupied  by  leuco-
cratic mica-poor granite with individual layers of feldspatites
in its deeper part (Jarchovský 2004). Within the feldspatites,
facies with very different K/Na-ratio occur (K

2

O 2—8 wt. %,

Na

2

O 3—8 wt. %). Non-altered Li-F granite occurs below the

feldspatites.  Feldspatization  is  a  geologically  younger  or
contemporaneous  process  than  greisenization.  In  contrast,
only Na-rich feldspatites were found in Dlhá dolina, forming
the uppermost part of the cupola. Greisen stringers cut the al-
bitite, which means that here the greisenization is somewhat
younger than the origin of feldspar-rich rocks. Vertical zon-
ality similar to that of the Dlhá dolina was described by Koval
(1975)  as  typical  for  the  so-called  muscovite-albite  type  of
rare-metal granites in the eastern parts of the former Soviet
Union.  Moreover,  40  years  ago  Koval  (l.c.)  interpreted  the
albite in Kazachstan and Transbaikalia as metasomatic sup-
porting  an  earlier  model  established  by  Beus  (e.g.  Beus  &
Zalaškova  1962),  but  the  overall  zoning  of  plutons  is  con-
spicuously similar.

background image

34

BREITER, BROSKA and UHER

G

G

G

G

GEOL

EOL

EOL

EOL

EOLOGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPATHICA

THICA

THICA

THICA

THICA, 2015, 66, 1, 19—36

The highly fractionated S-type granites of the Moldanubian

and  Saxothuringian  zones  of  the  European  Variscides  were
formed during the Late Carboniferous: granites in the western
and central Krušné hory/Erzgebirge at 318—327 Ma (Förster
&  Römmer  2010),  granites  in  the  Moldanubicum  (southern
Czech Republic and northern Austria) between 310—320 Ma
(Scharbert 1998), and the Beauvoir granite in French Massif
Central at 308 ± 2 Ma (Cheilletz et al. 1992). The early post-
orogenic  A-type  rare-metal  granites  in  the  eastern  Krušné
hory/Erzgebirge is dated with still relatively large uncertainty
into  the  broad  interval  of  ca.  320—305 Ma  (see  Förster  &
Römmer (2010) and Breiter (2012) for discussion). The per-
aluminous  Sn-bearing  granites  in  Cornwall  have  distinctly
younger—Late  Permian  date  (274—293 Ma  –  Chen  et  al.
1993). The granites of the Gemeric Superunit, including the
Dlhá dolina pluton, show only  ~ 260  to  250 Ma  age  (Poller
et al. 2002; Kohút & Stein 2005). Therefore they are proba-
bly  the  youngest  tin-bearing  granites  found  in  the  Variscan
orogenic  belt  through  the  Europe,  emplaced  after  termina-
tion  of  the  Variscan  orogeny.  Moreover,  the  same  age
(262 ± 4 Ma)  is  found  in  the  hypersolvus  rift-related  A-type
granite  from  Turčok  in  the  same  Gemeric  Superunit  (Rad-
vanec  et  al.  2009;  Uher  unpublished  data).  However,  the
Turčok granite shows different geochemical and mineralogi-
cal features in comparison to the Dlhá dolina granite: espe-
cially  high  Zr  and  REE  but  low  Li,  B,  P,  Sn,  Ta  and  W
contents as well as dissimilar REE and Nb phases, reflecting
its  metaluminous  A-type  character  (Uher  &  Broska  1996;
Broska  &  Uher  2001;  Uher  et  al.  2009).  Consequently,  the
Gemeric Permian S- and A-type granites do not represent an
analogy  with  the  Krušné  hory/Erzgebirge  area,  where  both
fractionated S- and A-type members show enrichment in Li,
Sn, B, Ta, and W (Breiter 2012).

Conclusions

In  the  Dlhá  dolina  pluton  (DD-3  borehole),  the  primary

character  of  contacts  between  different  granite  facies  was
strongly  tectonically  modified  during  Alpine  (Cretaceous)
thrusting;  therefore,  our  interpretation  concerning  zoning,
magma  differentiation  and  evolution,  despite  all  objective
data,  remains  partly  speculative.  Nevertheless,  taking  into
account all available information from the Dlhá dolina area
and experience from better exposed ore-bearing plutons, we
are able to formulate the following genetic scenario:

! Intrusion of common peraluminous magma formed a large

body of biotite granites and intrusion of evolved peraluminous
melt enriched in Li, P, F, Sn, Nb, Ta, and W took place;

! The evolved melt differentiated in situ forming three dif-

ferent  rock  types:  tourmaline-Li-biotite  granite  at  the  bot-
tom,  topaz-zinnwaldite  granite  in  the  middle,  and  quartz
albitite  to  albitite  at  the  top.  The  composition  of  primary
feldspar,  micas,  zircon  and  apatite  document  a  relatively
high degree of magmatic fractionation;

! A  crucial  part  of  Sn,  Nb,  and  Ta  crystallized  from  the

melt as disseminated cassiterite and columbite within the al-
bitite, while disseminated wolframite appears mainly within
the topaz granite;

Fig. 9. Comparison of simplified vertical sections through different
rare-metal granite plutons (see text for details). DD-3 Dlhá dolina,
Slovakia  (this  work);  PTP-3  Podlesí,  Czech  Republic  (Breiter
2002);  K-25  Krásno,  Czech  Republic  (Jarchovský  1998);  GBP-1
Beauvoir, France (Raimbault et al. 1995); CS-1 Cínovec, Czech Re-
public (Štemprok & Šulcek 1969).

background image

35

TECTONO-HYDROTHERMAL OVERPRINT OF PERALUMINOUS GRANITE (GEMERIC UNIT, SLOVAKIA)

G

G

G

G

GEOL

EOL

EOL

EOL

EOLOGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPATHICA

THICA

THICA

THICA

THICA, 2015, 66, 1, 19—36

! Fluids separated from the last portion of crystallized mag-

ma  (topaz-zinnwaldite  granite)  penetrated  overlying  albitite
and resulted in small scale greisenization. Phosphorus from al-
kali  feldspars  was  partially  released  forming  secondary  apa-
tite. Disseminated bismuthinite originated at the same time;

! Much  later,  during  Alpine  thrusting,  the  upper  part  of

the  pluton  was  strongly  tectonized  and  mylonitized  along
flat  joins.  Metamorphic  Ca,  Mg,  and  CO

2

  rich  fluids  in

neighbouring  metacarbonates  penetrated  the  fractured  gran-
ite, forming thin carbonate veinlets and filling small cavities.
These  fluids  also  reacted  with  feldspars  releasing  the  rest  of
the phosphorus from their crystal lattice, and forming Mg-rich
mica  varieties  from  magmatic  and  greisen  micas.  All  bulk-
rock and mineral markers were reset and now represent the
P-T conditions of the Alpine overprint.

Acknowledgments: The granite samples were taken from the
deposited  DD-3  borehole  in  the  storage  house  of  the  State
Geological Institute of Dionýz Štúr on the basis of an official
permit. We thank Mrs. Kateřina Švecová (Masaryk University
Brno)  for  help  with  the  cathodoluminescence  analysis,  Mr.
Patrik Konečný and Mrs. Viera Kollárová (D. Štúr State Geo-
logical  Institute,  Bratislava)  and  Mrs.  Zuzana  Korbelová
(Geological  Institute  CAS  Praha)  for  assistance  during  elec-
tron-microprobe  analyzing.  Inspiring  reviews  by  Igor  Petrík
and  Milan  Kohút  are  acknowledged.  This  investigation  was
supported  by  the  Czech  Science  Foundation,  Project
Nos. P210/14/13600S and RVO 67985831, the VEGA Project
No. 1/0257/13, and the APVV-0081-10 Project.

References 

Bajaník Š., Ivanička J., Mello J., Pristaš J., Reichwalder P., Snopko

L., Vozár J. & Vozárová A. 1984: Geological map of the Slo-
venské Rudohorie Mts. – eastern part 1 : 50,000. D. Štúr Inst.
Geol
., Bratislava.

Baran J., Drnzíková L. & Mandáková K. 1970: Sn-W ore mineral-

ization connected with the Hnilec granites.  Miner. Slovaca 2,
159—165 (in Slovak).

Baran J., Drnzík E., Drnzíková L. & Mandáková K. 1971: Recent

results  of  verification  of  Sn-W  anomaly  in  Medvedí  Potok.
Miner. Slovaca 3, 151—153 (in Slovak).

Bastos  Neto  A.C.,  Pereira  V.P.,  Ronchi  L.H.,  De  Lima  E.F.  &

Frantz J.C. 2009: The world-class Sn, Nb, Ta, F (Y, REE, Li)
deposit and the massive cryolite associated with the albite-en-
riched  facies  of  the  Madeira  A-type  granite,  Pitinga  Mining
District,  Amazonas  State,  Brazil.  Canad.  Mineralogist  47,
1329—1357.

Beus A.A. & Zalaškova N.E. 1962: High-temperature postmagmatic

metasomatism  in  granitoids.  Izvestiya  AN  SSSR,  Ser.  Geol.,
13—31 (in Russian).

Breiter K. 2002: From explosive breccia to unidirectional solidifi-

cation textures: magmatic evolution of a phosphorus- and fluo-
rine-rich  granite  systém  (Podlesí,  Krušné  hory  Mts.,  Czech
Republic). Bull. Czech Geol. Surv. 77, 67—92.

Breiter K. 2012: Nearly contemporaneous evolution of the A- and

S-type  fractionated  granites  in  the  Krušné  hory/Erzgebirge
Mts., Central Europe. Lithos 151, 105—121.

Breiter K. & Kronz A. 2004: Phosphorus-rich topaz from fraction-

ated granites (Podlesí, Czech Republic). Miner. Petrology 81,
235—247.

Breiter K., Förster H. & Seltmann R. 1999: Variscan silicic magma-

tism and related tin-tungsten mineralization in the Erzgebirge-
Slavkovský  les  metamollgenic  province.  Mineralium  Depos.
34, 505—521.

Breiter K., Frýda J. & Leichmann J. 2002: Phosphorus and rubidium

in alkali feldspars: case studies and possible genetic interpreta-
tion. Bull. Czech Geol. Surv. 77, 93—104.

Breiter K., Škoda R. & Uher P. 2007: Nb-Ta-Ti-W-Sn-oxide minerals

as indicator of a peraluminous P- and F-rich granitic system evo-
lution: Podlesí, Czech Republic. Miner. Petrology 91, 225—248.

Breiter K., Müller A., Leichmann J. & Gabašová A. 2005: Textural

and  chemical  evolution  of  a  fractionated  granitic  system:  the
Podlesí stock, Czech Republic. Lithos 80, 323—345.

Broska  I.  &  Uher  P.  2001:  Whole-rock  chemistry  and  genetic  ty-

pology  of  the  West-Carpathian  Variscan  granites.  Geol.  Car-
pathica 
52, 79—90.

Cheilletz  A.,  Archibald  D.A.,  Cuney  M.  &  Charoy  B.  1992:  Ages

40

Ar/

39

Ar du leucogranite a topaze-lepidolite de Beauvoir et des

pegmatites  sodolithiques  de  Chédeville  (Nord  du  Massif  Cen-
tral, France). Significance pétrologique et géodynamique. C. R.
Acad. Sci.
 315, 326—336.

Chen Y., Clark A.H., Farrar E., Wasteneys H.A.H.P., Hodgson M.J.

& Bromley A.V. 1993: Diachronous and independent histories
of  plutonism  and  mineralization  in  the  Cornubian  Batholith,
southwest England. J. Geol. Soc. 150, 1183—1191.

Dianiška I., Breiter K., Broska I., Kubiš M. & Malachovský P. 2002:

First  phosphorus-rich  Nb-Ta-Sn-specialised  granite  from  the
Carpathians  Dlhá  dolina  valley  granite  pluton,  Gemeric  Supe-
runit. Geol. Carpathica, Spec. Issue, 53 (CD-ROM).

Drnzíková L., Drnzík E., Mandáková K. & Baran J. 1975: Criteria of

tin and metallogenetic specialization of some granite types of the
Spiš-Gemer Ore Mountains. Miner. Slovaca 7, 53—59 (in Slovak).

Förster H.J. & Römmer R.L. 2010: Carboniferous magmatism. In:

Linnemann U. & Romer R.L. (Eds.): Pre-Mesozoic geology of
Saxo-Thuringia  –  from  the  Cadomian  active  margin  to  the
Variscan orogen. Schweizerbart. Stuttgart, 287—308.

Frolov A.A. 1978: Mineral deposits in stockworks. Nauka, Moskva,

1—264 (in Russian).

Haapala 1995: Metallogeny of the Rapakivi granites. Miner. Petrol-

ogy 54, 149—160.

Hösel G. (Ed.) 1994: Das Zinnerz-Lagerstattengebiet Ehrenfrieders-

dorf/Erzgebirge.  Bergbau  in  Sachsen,  1,  LFuB,  Freiberg,
1—195.

Jahns  R.H.  1955:  The  study  of  pegmatites.  Econ.  Geol.  50,

1025—1130.

Jarchovský T. 1998: Sn-W mineralization in the Krásno district. In:

Breiter  K.  (Ed.):  Genetic  significance  of  phosphorus  in  frac-
tionated granites – Excursion guide. Czech Geol. Surv., Praha,
77—92.

Jarchovský  T.  2004:  The  nature  and  genesis  of  greisen  stocks  at

Krásno, Slavkovský les area – Western Bohemia, Czech Re-
public. J. Czech Geol. Soc. 51, 201—216.

Kilík  J.  1997:  Geological  characteristic  of  the  talc  deposit  in

Gemerská Poloma—Dlhá dolina. Acta Montanistica Slovaca 2,
71—80 (in Slovak).

Kohút M. & Stein H. 2005: Re-Os molybdenite dating of granite-re-

lated  Sn-W-Mo  mineralisation  at  Hnilec,  Gemeric  Superunit,
Slovakia. Miner. Petrology 85, 117—129.

Koval P.V. 1975: Petrology and geochemistry of albitized granites.

Nauka, Moskva, 1—258 (in Russian).

Kovalenko V.I. & Kovalenko N.I. 1976: Ongonites (topaz-bearing

quartz keratophyre) – subvolcanic analoques of rare-metal Li-F
granites. Nauka, Moskva, 1—124 (in Russian).

Kubiš M. & Broska I. 2005: Role of boron and fluorine in evolved

granitic  rock  systems  (on  example  Hnilec  area,  Western  Car-
pathians). Geol. Carpathica 56, 193—204.

background image

36

BREITER, BROSKA and UHER

G

G

G

G

GEOL

EOL

EOL

EOL

EOLOGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPATHICA

THICA

THICA

THICA

THICA, 2015, 66, 1, 19—36

Kubiš M. & Broska I. 2010: The granite system near Betliar village

(Gemeric Superunit, Western Carpathians): evolution of a com-
posite silicic reservoir. J. Geosci. 55, 131—148.

Küster D. 2009: Granitoid-hosted Ta mineralization in the Arabian-

Nubian Shield: Ore deposit types, tectono-metallogenetic set-
ting and petrogenetic framework. Ore Geol. Rev. 35, 68—86.

Lehmann  B.  1990:  Metallogeny  of  tin.  Lecture  notes  in  earth  sci-

ences. Springer, Heidelberg-Berlin 32, 1—211.

London D. 2014: A petrologic assessment of internal zoning in gra-

nitic pegmatites. Lithos 184—187, 74—104.

London D., Morgan G.B. VI, Babb H.A. & Loomis J.L. 1993: Be-

haviour  and  effects  of  phosphorus  in  the  system  Na

2

O—K

2

O—

Al

2

O

3

—SiO

2

—P

2

O

5

—H

2

O  at  200 MPa (H

2

O).  Contr.  Mineral.

Petrology 113, 450—465.

Losos Z. & Vižda P. 2006: Mineralogy and genesis of the cassiterite

from Kovářová near Nedvědice. [Sborník mineralogie Českého
masívu  a  Západních  Karpat].  University  of  Palacky  in  Olo-
mouc
, 30—40 (in Czech). ISBN 80-244-1560-7.

Malachovský P., Turanová L. & Dianiška I. 1992: Final report on

mineral  exploration  from  Gemerská  Poloma.  Unpubl.  report,
Geofond archive, Bratislava, 1—180 (in Slovak).

Malachovský P., Dianiška I., Matula I., Kamenický J., Kobulský J.,

Hodermarský  J.,  Fabian  M.,  Radvanec  M.,  Kozáč  J.,  Vlasák
M.,  Mihalič  A.,  Ščerbáková  A.,  Seliga  J.  &  Novoveský  M.
1983: SGR – high temperature mineralization – Sn, W, Mo
ores.  Unpubl.  report,  Geofond  archive,  Bratislava,  1—248  (in
Slovak).

McDonough  F.V.  &  Sun  S.  1995:  The  composition  of  the  Earth.

Chem. Geol. 120, 223—253.

Němec D. & Páša J. 1986: Regionally metamorphosed greisens of

the Moldanubicum. Mineralium Depos. 21, 12—21.

Petrasová  K.,  Faryad  S.W.,  Jeřábek  P.  &  Žáčková  E.  2007:  Origin

and metamorphic evolution of magnesite-talc adjacent rocks near
Gemerská Poloma, Slovak Republic. J. Geosci. 52, 125—132.

Petrík I., Kubiš M., Konečný P., Broska I. & Malachovský P. 2011:

Rare phosphates from the Surovec topaz-Li-mica microgranite,
Gemeric  unit,  Western  Carpathians,  Slovakia:  the  role  of  the
F/H

2

O in the melt. Canad. Mineralogist 49, 521—540.

Petrík I., Čík Š., Miglierini M., Vaculovič T., Dianiška I. & Ozdín

D. 2014: Alpine oxidation of lithium micas in Permian S-type
granites (Gemeric unit, Western Carpathians, Slovakia).  Min-
eral. Mag.
 78, 507—533.

Plašienka  D.,  Broska  I.,  Kissová  D.  &  Dunkl  I.  2007:  Zircon  fis-

sion-track  dating  of  granites  from  the  Vepor-Gemer-Belt
(Western Carpathians): constraints for the Early Alpine exhu-
mation history. J. Geosci. 52, 113—123.

Poller U., Uher P., Broska I., Plašienka D. & Janák M. 2002: First

Permian—Early  Triassic  zircon  ages  for  tin-bearing  granites
from  the  Gemeric  unit  (Western  Carpathians,  Slovakia):  con-
nection to the post-collisional extension of the Variscan orogen
and S-type granite magmatism. Terra Nova 14, 41—48.

Radvanec M., Koděra P. & Prochaska W. 2004: Mg replacement at

the  Gemerská  Poloma  talc-magnasite  deposit,  Western  Car-
pathians, Slovakia. Acta Petrol. Sin. 20, 773—790.

Radvanec  M.,  Konečný  P.,  Ondrejka  M.,  Putiš  M.,  Uher  P.  &

Németh Z. 2009: The Gemeric granites as an indicator of the
crustal extension above the Late-Variscan subduction zone and
during  the  Early  Alpine  riftogenesis  (Western  Carpathians):
An interpretation from the monazite and zircon ages dated by
CHIME  and  SHRIMP  methods.  Miner.  Slovaca  41,  381—394
(in Slovak with English resumé).

Raimbault  L.,  Cuney  M.,  Azencott  C.,  Duthou  J.L.  &  Joron  J.L.

1995: Geochemical evidence for a multistage magmatic gene-
sis  of  Ta-Sn-Li  mineralization  in  the  granite  at  Beauvoir,
French Massif Central. Econ. Geol. 90, 548—596.

Scharbert S. 1998: Some geochronological data from the South Bo-

hemian Pluton in Austria: a critical review. Acta Univ. Caroli-
nae Geol.
 42, 114—118.

Seltmann  R.,  Kampf  H.  &  Möller  P.  (Eds.)  1994:  Metallogeny  of

collisional orogens. Czech Geol. Surv., Praha, 1—448.

Solomovich L.I., Trifonov B.A. & Sabelnikov S.E. 2012: Geology

and  mineralization  of  the  Uchkoshkon  tin  deposit  associated
with  a  breccia  pipe,  Eastern  Kyrgyzstan.  Ore  Geol.  Rev.  44,
59—69.

Štemprok M. 1993: Genetic models for metallogenic specialization

of tin and tungsten deposits associated with the Krušné hory-
Erzgebirge  granite  batholith.  Res.  Geol.,  Spec.  Issue  15,
373—383.

Štemprok  M.  &  Šulcek  Z.  1969:  Geochemical  profile  through  an

ore-bearing lithium granite. Econ. Geol. 64, 392—404.

Štemprok  M.,  Novák  J.K.  &  David  J.  1994:  The  association  be-

tween  granites  and  tin-tungsten  mineralization  in  the  Krušné
hory (Erzgebirge), Czech Republic. Monograph, Ser., Mineral
Depos.
 31, 97—129.

Taylor R.P. & Strong D.F. (Eds.) 1985: Recent advances in the ge-

ology of granite-related mineral deposits. Canad. Inst. Mining
and Metallurgy, Spec. Vol.
, Montreal 39, 1—445.

Tischendorf  G.  (Ed.)  1989:  Silicic  magmatism  and  metallogenesis

of the Erzgebirge. Veröff. Zentralinst. f. Physik d. Erde, Pots-
dam 107, 1—316.

Tischendorf G., Gottesmann B. & Förster H.-J. 1999: The correla-

tion  between  lithium  and  magnesium  in  trioctahedral  micas:
Improved equations for Li

2

O estimation from MgO data. Min-

eral. Mag. 63, 57—74.

Tréger  M.  &  Matula  I.  1977:  New  inditions  of  tin  ore  mineraliza-

tion  in  the  Spiš-Gemer  Ore  Mountains  and  perspectives  of
their prospecting. Geol. Průzkum 19, 262—265.

Uher P. & Broska I. 1996: Post-orogenic Permian granitic rocks in

the Western Carpathian-Pannonian area: Geochemistry, miner-
alogy and evolution. Geol. Carpathica 47, 311—321.

Uher P., Ondrejka M. & Konečný P. 2009: Magmatic and post-mag-

matic Y-REE-Th phosphate, silicate and Nb-Ta-Y-REE oxide
minerals  in  A-type  metagranite:  an  example  from  the  Turčok
massif, the Western Carpathians, Slovakia. Mineral. Mag. 73,
1009—1025.

Vozárová A., Šarinová K., Larionov A., Presnyakov S. & Sergeev

S. 2010: LateCambrian/Ordovician magmatic arc type volcan-
ism  in  the  Southern  Gemericum  basement,  Western  Car-
pathians, Slovakia: U-Pb (SHRIMP) data from zircons. Int. J.
Earth Sci.
 99 (Suppl 1), S17—S37.