background image

GEOLOGICA CARPATHICA

, APRIL 2017, 68, 2, 119 – 129

doi: 10.1515/geoca-2017-0010

www.geologicacarpathica.com

Genetic aspects of barite mineralization related to rocks  

of the teschenite association in the Silesian Unit,  

Outer Western Carpathians, Czech Republic

JAKUB JIRÁSEK

1

, ZDENĚK DOLNÍČEK

2

, DALIBOR MATÝSEK

3,1 

and TOMÁŠ URUBEK

2, 4

1 

Institute of Geological Engineering, Faculty of Mining and Geology, Vysoká škola báňská — Technical University of Ostrava,  

17. listopadu 15/ 2172, 708 33 Ostrava­Poruba, Czech Republic; 

jakub.jirasek@vsb.cz

2 

Department of Geology, Faculty of Science, Palacký University, 17. listopadu 1192/12, 771 46 Olomouc, Czech Republic

3 

Institute of Clean Technologies for Mining and Utilization of Raw Materials for Energy Use, Faculty of Mining and Geology,  

Vysoká škola báňská — Technical University of Ostrava, 17. listopadu 15/ 2172, 708 33 Ostrava­Poruba, Czech Republic

4 

Department of Geology and Pedology, Mendel University of Agriculture and Forestry, Zemědělská 1, 613 00 Brno, Czech Republic

(Manuscript received January 28, 2016; accepted in revised form November 30, 2016)

Abstract: Barite is a relatively uncommon phase in vein and amygdule mineralizations hosted by igneous rocks of the 

teschenite  association  in  the  Silesian  Unit  (Western  Carpathians).  In  macroscopically  observable  sizes,  it  has  been 

reported from 10 sites situated only in the Czech part of the Silesian Unit. Microscopic barite produced by the hydro­

thermal alteration of rock matrix and also by the supergene processes is more abundant. We examined four samples of 

barite  by  mineralogical  and  geochemical  methods.  Electron  microprobe  analyses  proved  pure  barites  with  up  to   

0.038 apfu Sr and without remarkable internal zonation. Fluid inclusion and sulphur isotope data suggests that multiple 

sources  of  fluid  components  have  been  involved  during  barite  crystallization.  Barite  contains  primary  and  secondary   

aqueous all­liquid (L) or less frequent two­phase (L+V) aqueous fluid inclusions with variable salinity (0.4–2.9 wt. % 

NaCl eq.) and homogenization temperatures between 77 and 152 °C. The higher­salinity fluid endmember was probably 

Cretaceous seawater and the lower­salinity one was probably diagenetic water derived from surrounding flysch  sediments 

during compaction and thermal alteration of clay minerals. The δ 

34

S values of barite samples range between –1.0 ‰ and 

+16.4 ‰ CDT suggesting participation of two sources of sulphate, one with a near­zero δ 

34

S values probably derived 

from wall rocks and another with high δ 

34

S values being most probably sulphate from the Cretaceous seawater. All results 

underline  the  role  of  externally  derived  fluids  during  post­magmatic  alteration  of  bodies  of  rock  of  the  teschenite 

association. 

Keywords: Silesian Unit, teschenite, barite, fluid inclusions, stable isotopes.

Introduction

For more than 150 years, the Podbeskydí (Beskydy Piedmont) 

area lying at the eastern edge of the Czech Republic near the 

border with Poland and Slovakia (Fig. 1) has been known for 

the occurrence of a special group of mostly alkaline basaltic 

igneous rocks, which are often referred to as teschenites (sensu 

Hohenegger 1861), rocks of the teschenite association (Šmíd 

1978;  Kudělásková  1987),  or  teschenite­picrite  formation 

(Hovorka & Spišiak 1988). In southern Poland, where small 

bodies of these rocks also occur, the term rocks of the Cieszyn 

magmatic province (Smulikowski 1930, 1980; Włodyka 2010) 

is used. Picrite (Tschermak 1866) and teschinite sensu stricto 

(Rosenbusch  1887)  were  described  for  a  first  time  in  the 

 Podbeskydí Piedmont area.

One of the specific features of teschenites is intense hydro­

thermal alteration of primary rock­forming minerals to a mix­

ture  of  zeolites  (analcime),  phyllosilicates,  and  carbonates 

(Pacák 1926; Smulikowski 1930; Šmíd 1978; Dolníček et al. 

2010a,b,  2012;  Urubek  et  al.  2014;  Kropáč  et  al.  2015).  In 

addition, cementation of fissures and vesicles by hydrothermal 

minerals  gave  rise  to  abundant  hydrothermal  veins  and 

amygdules. Recent studies (Dolníček et al. 2010 a,b; Dolníček 

et al. 2012; Urubek et al. 2014; Kropáč et al. 2015) revealed 

that multiple stages of hydrothermal activity occurred in this 

rock  environment.  The  most  important  event  was  early 

post­magmatic alteration, which took place immediately after 

solidification  of  the  host  rock,  when  fluid  circulation  was 

allowed  due  to  heat  flow  associated  with  the  host  intrusion 

(e.g., Dolníček et al. 2010 a,b). Later alteration events occurred 

during  subsequent  deeper  burial  (Dolníček  et  al.  2012;  

Kropáč et al. 2015) and thrusting during the Alpine Orogeny 

(Dolníček et al. 2010 a; Urubek et al. 2014).

Along with carbonates, chlorites, zeolites, quartz, fluorite, 

glauconite, and sulphide minerals, barite is also observed in 

the  hydrothermal  paragenesis  of  veins  and  amygdules.  In 

macro scopically observable sizes, it is relatively uncommon 

mineral, reported from 10 sites situated only in the Czech part 

of the Silesian Unit (Table 1). Both amygdule­ and vein­hosted 

examples have been described, but the exact geological posi­

tion of some historical finds is unknown today (cf. Table 1). 

Barite in microscopic size, as crystals and grains up to 50 μm 

in size and filling of fissures, is abundant (Fig. 2). The origin 

of such barite is connected to the hydrothermal alteration of 

background image

120

JIRÁSEK, DOLNÍČEK, MATÝSEK and URUBEK

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2017, 68, 2, 119 – 129

rock  matrix  (Matýsek  2013)  and  also  with  supergene  pro­

cesses (Matýsek, unpublished data). 

The aim of this study is to characterize the most important 

teschenite­hosted  occurrences  of  barite  mineralogically  and 

genetically.  We  have  studied  four  archive  samples  in  terms  

of  fluid  inclusions  and  stable  isotopes.  Barite  is  a  sink  for 

 sulphate dissolved in the hydrothermal fluids and its isotopic 

composition  together  with  the  nature  of  the  parent  fluids 

enclosed  in  fluid  inclusions  are  useful  tracers  of  the  origin  

of  fluids  (e.g.,  Majzlan  et  al.  2016).  Moreover,  these  inde­

pendent  data  can  further  help  to  verify  the  reliability  of  

existing  interpretations  of  sources  of  hydrothermal  fluids. 

Magmatic,  marine,  and  diagenetic  fluid  sources  have  

been  suggested  by  previous  works  in  this  area  (cf.  Pacák  

1926; Šmíd 1978; Dolníček et al. 2010 a,b, 2012; Urubek et  

al. 2014).

Geological setting

Eastern Moravia and Silesia belong to an area built up by 

nappe units of the Outer Western Carpathians, thrusted over 

the  SE  part  of  the  Bohemian  Massif  during  the  Tertiary  

(Fig. 1).  Predominantly  flysch  sediments  of  the  Upper 

 Jurassic­to­uppermost  Palaeogene  were  transformed  during 

several  stages  of  the Alpine  Orogeny  into  discrete  tectonic 

units.  Based  on  the  superposition,  the  following  units  were 

distinguished in the studied area: the Subsilesian Unit,  Silesian 

Unit, and Magura Unit (Menčík et al. 1983; Fig. 1). The Sile­

sian Unit, which hosts the study sites, consists of two basic 

facial developments. The Godula facies represents sediments 

of the ocean floor, while the Baška facies is considered to be 

deposited on a frontal continental slope. The differentiation is 

likely  to  have  occurred  during  the  Cenomanian. The  occur­

rence of igneous rocks of the teschenite association is almost 

exclusively bound to the sediments of the Hradiště Formation 

(terminology by Eliáš et al. 2003) belonging to the lower part 

of  the  Silesian  Unit;  they  are  also  rarely  situated  in  the 

 Vendryně Formation and in the Těšín Limestones, underlying 

the Hradiště Fm. (e.g., Włodyka 2010). The Hradiště Forma­

tion is composed of typical flysch sediments and consists of 

unmetamorphosed calcareous claystones, siltstones, and sand­

stones (Eliáš 1970) of the Late Valanginian to Early Aptian 

age (Skupien & Vašíček 2002).

Fig. 1. Schematic geological map of the occurrences of rocks of the teschenite association in the Czech part of the Podbeskydí area (compiled 

after Czech Geological Survey 2014 and Matýsek & Jirásek 2016). Position of the studied localities: 1 — Skotnice, 2 — Palačov, 3 — Kojetín, 

4 — Hodslavice.

background image

121

BARITE MINERALIZATION OF THE TESCHENITE ROCKS IN THE SILESIAN UNIT

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2017, 68, 2, 119 – 129

Rocks of the teschenite association usually form sills, rarely 

dykes or lava pods (Matýsek & Jirásek 2016). In the Czech 

part,  subaquatic  effusive  types  such  as  lava  flows,   pillow 

lavas, tuffs, and tuffites are relatively common (Šmíd 1978). 

Shallow  subvolcanic  intrusions  prevail  over  effusive  types 

(Szopa  et  al.  2014).  Radiometric  dating  carried  out  by 

 Lucińska­Anczkiewicz et al. (2002; Ar–Ar method) and Szopa 

et  al.  (2014;  U–Pb  method  on  apatite) gave  ages  of  120.4 – 

122.3 Ma and 103.0 –126.5 Ma, respectively. These dates are 

consistent with palaeontological evidence from the syngenetic 

sediments of the Hradiště Fm. (Valanginian to Aptian; Vašíček 

1972; Eliáš et al. 2003; Skupien & Pavluš 2013).

Rocks  of  the  teschenite  association  are  characterized  by 

widely variable mineral composition, variable structural and 

textural  features,  and  extremely  variable  intensity  of  post­ 

magmatic alterations. There are many classification schemes 

of these rocks (Pacák 1926; Smulikowski 1930; Šmíd 1978; 

Hovorka & Spišiak, 1988; Włodyka 2010). The most frequent 

rock  types  include  teschenites,  picrites,  monchiquites,  and 

alkali  basalts;  gradual  transitions  are  often  observed  among 

them (Machek & Matýsek 1994). Leucocratic components in 

these  rocks  are  represented  by  alkali  feldspars,  plagioclase, 

analcime,  zeolites,  and  nepheline,  mafic  minerals  comprise 

pyroxene  (Ti­rich  diopside  and  hedenbergite,  rarely  augite) 

and  amphibole  (usually  kaersutite).  Olivine  (Fo

~90

)  occurs 

mainly in picrites and Ti­rich biotite was identified in lampro­

phyric  varieties.  Accessory  minerals  include  pyroxenes  of 

aegirine­augite  series,  fluorapatite,  Ti­rich  magnetite  or 

Cr­rich  spinels  (in  picrites),  titanite,  sulphides,  and  others. 

Post­magmatic alterations are a characteristic feature of rocks 

of the teschenite association. Šmíd (1978) described a variety 

of  alterations  which  include  analcimization,  chloritization, 

smectitization, serpentinization, and carbonatization. 

Rocks  of  the  teschenite  association  belong  to  basic, 

 alkaline­to­subalkaline rocks with elevated concentrations of 

TiO

2

, P

2

O

5

, alkalis, and incompatible trace elements (REE, Zr, 

Nb, Y, Ba, and Sr — Dostal & Oven 1998). The contents of Ba 

are abnormally high and highly variable. From published data 

(30 analyses; Włodyka 2010; Dostal & Oven 1998; Dolníček 

et al. 2010 a,b, 2012), the contents of Ba vary between 125 and 

2164 ppm. Unpublished XRF data of the authors (50 analyses 

performed  by  D.  Matýsek)  revealed  <600 – 4614  ppm  Ba.  

Ba does not provide statistically significant correlations with 

other components of rocks, which may be related to the occur­

rences  of  Ba­minerals  or  with  the  redistribution  of  this  ele­

ment during the post­magmatic alterations (cf. Fig. 2). There 

are  known  mineralogical  occurrences  of  harmotome,  hyalo­

phane,  Ba­rich  alkali  feldspars  with  up  to  8  wt. %  BaO 

 (Włodyka 2010), slawsonite with variable content of celsiane 

component, celsiane (Matýsek & Jirásek 2016), witherite, and 

barite (Table 1). 

The origin of rocks of the teschenite association is related to 

short­term  rifting  of  the  continental  crust  (Oszcypko  2004; 

Ivan et al. 1999; Hovorka & Spišiak 1993; Narebski 1990). 

Dostal  &  Owen  (1998)  suggested  that  the  magma  was  of 

 mantle  origin  and  its  composition  resembles  that  of  ocean 

island basalts and some continental alkaline basalts. 

Material and methods

We have studied four samples of barite hosted by rocks of 

the teschenite association from locations illustrated in Fig. 1. 

The  sample  from  Skotnice  originated  from  an  abandoned 

quarry  on  the  western  slope  of  the  Hončova  hůrka  Hill  

(N 49° 39.590’ E 18° 09.180’), which had exploited strongly 

Locality

Description

References

Choryně

One small crystal of barite was found in a vug of a magmatic rock in the bed of the Bečva River near the village of 

Choryně.

Matýsek, unpublished 

data

Hodslavice

Small white barite crystals occur in thin veinlets hosted by altered picrite in the Palackého lom Quarry

Bobková (1936),  

Burkart (1953)

Kojetín (1)

Small free fragments of milky white barite are from a creek springing between the Požáry and Hory Hills, near junction 

with a creek springing below the Kojetín village.

Melion (1855),  

Šmíd et al. (1964)

Kojetín (2)

Fragments of barite, coarse grained calcite, and chalcedony covered by quartz crystals were found on a tilth near the 

southern margin of the village. Host rock is a strongly altered amygdaloid volcanite.

Šmíd et al. (1964)

Kunčice pod 

Ondřejníkem

Calcite veins hosted by amphibole fourchite in the Maralův lom Quarry contain younger witherite which is corroded and 

overgrown by small tabular crystals of barite.

Kudělásek et al. (1989)

Nový Jičín (1)

Tabular barite crystals overgrowing drusy quartz are from the Gimpelberg Hill (today called Hýlovec Hill) situated 

between the Bludovice and Žilina villages. A fragment of barite was also found in a creek south of the Hill.

Melion (1855), 

Sapetza (1864),  

Šmíd et al. (1964)

Nový Jičín (2)

Fragments of barite together with calcite and analcime were found at the locality Čerťák, south of the town of Nový 

Jičín, in the vicinity of water reservoir Čerťák

Tschermak (1860)

Palačov

Barite was found in the Pavlíkův lom Quarry. No further details are given by original author.

Kučera (1926)

Příbor

Barite was found on building site of new by–pass road of the town of Příbor. It represents one of the youngest phases 

filling the fissures in a rock of teschenite association.

Kynický (2010)

Skotnice

Colorless, bluish, white or grey–white crystalline aggregates of barite occur in central parts of carbonate geodes in 

strongly altered picrite in the quarry at the Hončova hůrka Hill. Also found as monomineral fillings of amygdules up to 

several kg in weight. The 2–4 mm big tabular crystals were found in a small veinlet in picrite.

Rusek & Valošek (1968), 

Dolníček et al. (2010b)

Table  1:  An  overview  of  to­date  known  occurrences  of  barite  mineralization  hosted  by  igneous  rocks  of  the  teschenite  association  in  

the Silesian Unit. 

background image

122

JIRÁSEK, DOLNÍČEK, MATÝSEK and URUBEK

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2017, 68, 2, 119 – 129

altered  effusive  picrite  (Rusek  &  Valošek  1968). Abundant 

amygdules  and  fissures  are  filled  up  by  low­temperature 

hydrothermal mineralization formed by dolomite, magnesite, 

siderite, quartz, calcite, fluorite, aragonite, glauconite,  chlorite, 

sulphides,  and  barite  (Dolníček  et  al.  2010 b;  Kropáč  et  al. 

2015).  The  studied  sample  is  a  fissile  piece  of  grey­white 

 barite overgrowing calcite in a spherical geode representing 

the filling of an amygdule. The sample was collected in 1966 

by D. Matýsek. 

The  sample  from  Palačov  is  from  the  collection  of  the 

 Moravian Museum in Brno (inventory number A1579). It is 

a speci men described by Kučera (1926), from whose collec­

tion it originated. Locality is the Pavlíkův lom Quarry situated 

in  a  “dyke/sill  of  a  picritic  igneous  rock”.  At  present  the  

quarry does not exist, but according to Frejková (1952) it can 

approxi mately  be  situated  at  the  coordinates  N  49° 33.000’  

E 17° 56.000’. The studied sample is a white­grey fissile piece 

of barite without associated minerals or wall rock.

The  sample  from  Kojetín  is  from  the  collection  of  the 

 Moravian  Museum  (inventory  number  2684).  It  is  probably 

a sample collected by Melion (1895), but no additional infor­

mation on its geological position is available today. Samples 

of identical appearance were collected by Šmíd et al. (1964) at 

a site with the coordinates N 49° 33.555’ E 17° 58.306’. At this 

place and on the slope above, there are outcrops of various 

types of amygdaloid picrites, monchiquites, tuffs, and tuffites 

(Šmíd 1978). The studied sample is a white fissile piece of 

barite without other minerals or wall rock.

The  sample  from  Hodslavice  came  from  the  Moravian 

Museum  (inventory  number  15477).  It  is  a  find  described  

by  Bobková  (1936)  and  Burkart  (1953),  which  originated 

from the Palackého lom Quarry (N 49° 33.127’ E 18° 01.669’) 

Fig. 2. Backscattered electron (BSE) images of microscopic barites (white) on a fracture surfaces. A — barite impregnation in rock matrix, 

fourchite, Bruzovice; B — isometric euhedral barite crystals, amygdaloidal picrite, Baška; C — barite impregnation in rock matrix, fourchite, 

Kunčice pod Ondřejníkem; D — barite coating on prismatic apatite crystal, teschenite, Řepiště near Paskov.

background image

123

BARITE MINERALIZATION OF THE TESCHENITE ROCKS IN THE SILESIAN UNIT

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2017, 68, 2, 119 – 129

situated in a body of picrite to diabase picrite (Klvaňa 1897; 

Pacák  1926;  Šmíd  1978). The  studied  sample  is  formed  by 

white tabular crystals of barite up to 2 mm in size, developed 

on  a  fissure  of  host  picrite.  Barite  is  associated  with  minor 

calcite. 

The  chemical  composition  of  barite  was  studied  with  

an  electron  microprobe  Cameca  SX  100  at  the  Faculty  of 

 Science,  Masaryk  University  in  Brno  (analyst  R.  Škoda).  

The  following  conditions  were  used:  wavelength­dispersive 

analysis,  accelerating  voltage  15  keV,  beam  current  10  nA, 

beam  diameter  5  μm.  Well  defined  minerals  and  synthetic 

phases were used as standards: Sr (Lα, SrSO

4

), Na (Kα, albite), 

Si  (Kα,  sanidine),  Mg  (Kα,  Mg

2

SiO

4

),  P  (Kα,  fluorapatite),  

Ca (Kα, fluorapatite), Fe (Kα, almandine), Mn (Kα, spessar­

tine),  Ba  (Lα,  barite),  S  (Kα,  barite),  Cl  (Kα,  vanadinite),  

Pb (Mα, vanadinite), Zn (Kα, gahnite). The counting time on 

each peak was 20 s in the case of major elements and 40 s in 

case of minor elements, the same as on the background.  

Fluid inclusions were investigated by means of petrography 

and optical microthermometry in cleavage fragments of barite. 

The distinguishing of individual genetic types of fluid inclu­

sions  was  made  according  the  criteria  given  by  Roedder 

(1984) and Shepherd et al. (1985). Inclusions were checked 

for the presence of petroleum under ultraviolet (UV) radiation 

at  365  nm  excitation  wavelength.  Microthermometric  para­

meters were measured using the Linkam THMSG 600 stage 

mounted on the Olympus BX­51 microscope (Palacký Univer­

sity,  Olomouc).  The  temperature  of  final  homogenization 

(Th),  freezing  temperature  (Tf),  and  melting  temperature  of 

ice (Tm

ice

) were measured. The stage was calibrated between 

–56.6  and  374.1 °C  with  inorganic  standards  and  synthetic 

fluid  inclusions.  The  reproducibility  is  within  0.1 °C  for 

tempe ratures  between  –56.6  and  0 °C,  and  within  1 °C  for 

temperature up to 374.1 °C. The cryometric data of one phase 

L inclusions were measured after heating to a temperature of 

200 °C which led to stretching of inclusions and subsequent 

bubble  nucleation.  Salinity  of  fluids  was  calculated  from 

 measured Tm

ice

 values according to Bodnar (1993).

Sulphur isotope analyses of barites were conducted in the 

laboratories  of  the  Czech  Geological  Survey  in  Prague,  

using  a  Finnigan  MAT  251  mass  spectrometer  (analyst  

Z.  Lněničková).  The  SO

2

  gas  for  isotope  analysis  was  pro­

duced by heating of powdered barite with a SiO

2

+V

2

O

5

 mix­

ture (Ueda & Krouse 1987) at 1050 °C in vacuum. Results of 

isotope  analyses  are  conventionally  expressed  in  delta  (δ) 

notation as per mil (‰) deviation from the commonly used 

CDT  standard.  Uncertainty  involving  the  whole  analytical 

procedure is better than ± 0.3 ‰.

Results

Chemical composition of barite

Electron  microprobe  analyses  (Table  2)  revealed  that  all 

samples  belong  to  rather  pure  barite  without  remarkable 

internal  zonation.  The  highest  contents  of  strontium  were 

found  in  samples  from  Hodslavice  (up  to  0.038  apfu)  and 

Kojetín (up to 0.010 apfu). The contents of calcium were with 

one exception (sample Hodslavice containing up to 0.014 apfu

always below the detection limit of the microprobe. In addi­

tion,  some  samples  contained  slightly  elevated  contents  of 

zinc (up to 0.005 apfu), iron (up to 0.002 apfu), and silica (up 

to 0.006 apfu). The concentrations of other analysed elements 

(Mg, Cl, P, Na) were always below the detection limits.

Fluid inclusions

Fluid  inclusions  suitable  for  microthermometric  analysis 

were  found  in  all  studied  barite  samples.  Samples  contain 

abundant  primary  fluid  inclusions  showing  essentially  con­

stant  sizes  ranging  between  5  and  8  µm.  They  are  mostly 

 solitary  with  regular  rounded  isometric  shapes,  sporadically 

slightly  elongated  inclusions  occur  along  growth  zones. At 

room  temperature,  the  studied  primary  inclusions  are  one­

phase  (L­only)  in  most  cases.  Two­phase  (L+V)  inclusions 

with essentially constant liquid­vapour ratios (gaseous phase 

takes about 5 to 10 vol. %) are less frequent and are spatially 

associated with L­inclusions (Fig. 3a). Frequent irregular flat­

tened  or  isometric  secondary  inclusions  arranged  in  trails 

along healed microfractures (Fig. 3a) usually reach very small 

sizes (up to 3 µm). Somewhat larger secondary inclusions are 

present  in  the  sample  from  Palačov  (Fig.  3b)  and  contain 

 aqueous  solution  only  (L­inclusions).  No  fluorescence  has 

been  observed  in  the  UV­microscope  in  any  type  of  fluid 

inclusion. 

The  homogenization  temperatures  of  two­phase  primary 

fluid  inclusions  range  between  77  and  152 °C  (Table  3,  

Fig. 4a). However, a narrower variability (within ca. 30 °C) is 

usually observed for most samples with an exception of fluid 

inclusions  from  Skotnice  which  range  within  55 °C  (77  to 

133 °C).

Fluid inclusions have generally similar cryometric parame­

ters (Table 3, Fig. 4). In all cases, the inclusions freeze at tem­

peratures between –38 and –43 °C. The frozen fluid inclusions 

usually remain colourless, sometimes slight darkening of the 

inclusion content is observed. Eutectic melting as well as salt 

hydrate  melting  was  never  observed  due  to  observation 

 complications caused by small sizes of the fluid inclusions. 

The last ice melts at temperatures between –0.2 and –1.7 °C 

(Table 3, Fig. 4b) indicating bulk fluid salinities between 0.4 

and  2.9  wt. %  NaCl  eq.  There  is  no  systematic  difference 

between  associated  L+V  and  L­only  primary  inclusions  in 

terms  of  their  salinity.  The  secondary  inclusions  showed 

slightly higher Tm values (–0.3 to –1.0 °C) than the primary 

inclusions in the same sample (Table 3, Fig. 4b). 

Sulphur isotopes

The following δ 

34

S values have been determined for the stu­

died barite samples: Hodslavice –1.0 ‰ CDT, Skotnice +8.0 ‰ 

CDT, Kojetín +14.2 ‰ CDT, and Palačov +16.4 ‰ CDT.

background image

124

JIRÁSEK, DOLNÍČEK, MATÝSEK and URUBEK

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2017, 68, 2, 119 – 129

Discussion 

Fluid inclusions

Constant liquid­vapour ratios in primary L+V fluid inclu­

sions confirmed by rather narrow ranges of measured homo­

genization temperatures suggest trapping of a homogeneous 

fluid phase in the studied barite­hosted fluid inclusions. There­

fore, the measured homogenization temperatures of primary 

inclusions should represent the minimum possible formation 

temperatures (Goldstein & Reynolds 1994). Moreover, narrow 

ranges of Th values together with often well­defined trends in 

the Th­Tm

ice

 plot (Fig. 4c) in individual samples imply good 

preservation of fluid inclusions in barite host which is usually 

reported to be very sensitive to post­entrapment leakage and 

stretching of fluid inclusions (e.g., Ulrich & Bodnar 1988). In 

contrast,  the  occurrence  of  numerous  one­phase  aqueous 

inclusions  would  indicate  very  low  formation  temperatures 

not exceeding ca. 50 °C (Goldstein & Reynolds 1994) which 

contradicts the information given from L+V inclusions. The 

absence of vapour bubbles is often observed in smaller inclu­

sions (with sizes below about 6 µm) implying that metastabi­

lity of the bubble nucleation could play a role. The idea about 

a metastable nature of the liquid inclusions is supported by the 

fact  that  there  are  no  systematic  differences  in  cryometric 

parameters of L­only and associated L+V inclusions. 

Different trends for different samples can be observed in the 

Th­Tm

ice

 plot (Fig. 4c). Fluid inclusions from Palačov, Kojetín, 

 

Skotnice

Palačov

Kojetín

Hodslavice

Spots

6

7

6

5

average

max.

min.

average

max.

min.

average

max.

min.

average

max.

min.

BaO

65.26

65.62

65.04

65.02

65.65

64.39

64.50

64.90

64.09

63.33

64.57

62.80

SrO

0.04

0.06

0.00

0.09

0.11

0.04

0.39

0.43

0.35

1.32

1.69

0.19

CaO

0.00

0.01

0.00

0.01

0.02

0.00

0.01

0.02

0.00

0.13

0.34

0.05

ZnO

0.04

0.10

0.00

0.03

0.09

0.00

0.05

0.16

0.00

0.03

0.10

0.00

FeO

0.03

0.06

0.00

0.01

0.03

0.00

0.01

0.04

0.00

0.01

0.10

0.00

SiO

2

0.07

0.16

0.00

0.00

0.14

0.00

0.04

0.12

0.00

0.06

0.09

0.00

SO

3

33.75

34.31

33.17

33.94

34.49

33.28

33.84

34.55

33.15

34.50

34.65

34.15

Total

99.20

99.14

98.85

99.37

Ba

2+

1.005

1.016

0.994

0.999

1.011

0.980

0.993

1.006

0.976

0.959

0.974

0.950

Sr

2+

0.001

0.001

0.000

0.002

0.003

0.001

0.009

0.010

0.008

0.030

0.036

0.004

Ca

2+

0.000

0.001

0.000

0.000

0.001

0.000

0.001

0.001

0.000

0.005

0.014

0.002

Zn

2+

0.001

0.003

0.000

0.001

0.003

0.000

0.001

0.005

0.000

0.001

0.003

0.000

Fe

2+

0.001

0.002

0.000

0.001

0.001

0.000

0.000

0.001

0.000

0.000

0.001

0.000

Si

4+

0.003

0.006

0.000

0.000

0.001

0.000

0.002

0.006

0.000

0.002

0.003

0.000

S

6+

0.995

1.002

0.990

0.999

1.005

0.994

0.997

1.002

0.992

1.000

1.003

0.997

Table 2: Average chemical composition of barite (oxides in wt. %) and recalculation of coefficients of empirical formulae to 4 atoms of 

oxygen.

Fig. 3. Microphotographs of fluid inclusions hosted by the studied barite. a — A group of L and L+V primary (P) fluid inclusions neighbouring 

with trails of very small secondary (S) fluid inclusions in the sample from Kojetín. b — Larger flat irregularly shaped originally all­liquid 

 secondary inclusions after overheating to 200 °C which resulted to stretching of most inclusions and nucleation of vapour bubbles. Sample from 

Palačov.

background image

125

BARITE MINERALIZATION OF THE TESCHENITE ROCKS IN THE SILESIAN UNIT

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2017, 68, 2, 119 – 129

and Hodslavice define diagonal or subverti­

cal  trends  which  have  to  be  interpreted  in 

terms  of  mixing  of  fluids  with  different 

salinities and/or temperatures. By contrast, 

the sample from Skotnice yielded a subhori­

zontal distribution which can be interpreted 

in terms of (i) mixing of two fluids with the 

same  salinity  and  different  temperatures;  

(ii) changes of temperature of a single fluid; 

(iii)  changes  of  pressure  of  a  single  fluid; 

(iv) post­entrapment damage to fluid inclu­

sions caused by necking­down; (v) a combination of the above 

mentioned possibilities. The variations of pressure seem to be 

unlikely alone to explain the observed variability in Th values, 

because decrease from 130 °C to 75 °C requires increase of 

pressure by 1.3 kbars (modelling in the Flincor software using 

an  isochore  calibration  by  Zhang  &  Frantz  1987),  which  is 

unlikely  for  a  post­magmatic  mineralization  developed  in 

a body of effusive picrite which originated in a marine basin 

with  a  depth  more  than  the  CCD  (cf.  also  Dolníček  et  al. 

2010 b). Larger variability in Th values has been reported for 

some amygdule­hosted aqueous fluid inclusions from  Skotnice 

by Dolníček et al. (2010 b); these authors presupposed damage 

to  fluid  inclusions  by  necking­down.  In  any  case,  various 

trends observed for individual samples clearly suggest mixing 

of  contrasting  types  of  fluids  related  to  the  local  low­ 

temperature hydrothermal systems.

The  lower  salinity  of  secondary  fluid  inclusions  suggests 

decrease of salinity of hydrothermal fluids during evolution of 

the hydrothermal system. Such a trend is very characteristic 

for  low­temperature  post­magmatic  hydrothermal  minerali­

zations  hosted  by  teschenites  in  the  Silesian  Unit  (e.g., 

 Dolníček et al. 2010 a,b; Urubek et al. 2014).

Sulphur isotopes

The wide observed range of δ 

34

S values of the studied barite 

(–1.0 to +16.4 ‰ CDT) can be interpreted by involvement of 

either multiple sources of sulphur or various processes affec­

ting  fractionation  of  sulphur  isotopes.  Fig.  5  summarizes 

available data on isotopic composition of possible sources of 

sulphur.  Sulphidic  minerals  disseminated  in  teschenites 

showed δ 

34

S values between –7.4 and +2.4 ‰ CDT, whereas 

sulphides  from  post­magmatic vein  and  amygdule  minerali­

zations hosted by teschenites have δ 

34

S values between –23.6 

and +6.8 ‰ CDT; the isotopic composition of sulphur from 

flysch sediments of the Hradiště Fm. adjacent to teschenites 

has  not  been  studied  yet. The  teschenite­related sources  are 

not heavy enough to explain the observed highest δ 

34

S values 

of the studied barites. The increase of δ 

34

S values of sulphate 

dissolved in a hydrothermal fluid can be potentially caused by 

partial reduction of sulphate to H

2

S resulting in shift of δ 

34

values  of  residual  sulphate  due  to  kinetic  isotope  effects 

(Hoefs 2005). However, two of three principal mechanisms of 

sulphate reduction operate at temperatures which are out of 

the range suggested by our fluid inclusions (inorganic sulphate 

Sample

Genesis

Phase 

composition

Th (°C)

Tf (°C)

Tm

ice

 (°C)

Salinity  

(wt. % NaCl eq.)

Hodslavice

Primary

L, L+V

92–118

–39/–43

–0.5/–1.2

0.9–2.1

Kojetín

Primary

L, L+V

103–140

–38/–43

–0.3/–1.7

0.5–2.9

Palačov

Primary

L, L+V

120–152

–39/–41

–0.8/–1.3

1.4–2.2

Palačov

Secondary

L

n.a.

–38/–42

–0.3/–1.0

0.5–1.7

Skotnice

Primary

L, L+V

77–133

–39/–43

–0.2/–0.5

0.4–0.9

Fig. 4. Graphical presentation of results of microthermometry of fluid 

inclusions in the studied barites. a — Histogram of homogenization 

temperatures  of  L+V  fluid  inclusions.  b  —  Histogram  of  melting 

 temperatures of last crystal of ice. c — Th vs. salinity plot. Outlined 

are comparative data from the Silesian Unit (Urubek et al. 2014 and 

references  therein):  white field  refers  to  post­magmatic  teschenite­  

hosted carbonate­rich mineralizations, light grey field is syntectonic 

tesche nite­hosted mineralization, and dark grey field are diagenetic 

and post­tectonic vein mineralizations hosted by sedimentary rocks.

Table 3: Results of fluid inclusion microthermometry on teschenite­hosted barites from  

the Silesian Unit. n.a. — not applicable

background image

126

JIRÁSEK, DOLNÍČEK, MATÝSEK and URUBEK

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2017, 68, 2, 119 – 129

reduction:  above  ca.  250 °C;  bacterial  sulphate  reduction: 

below ca. 80 °C; Hoefs 2005; Desrocher et al. 2004). Thermo­

chemical  reduction  of  sulphate  by  organic  matter  cannot  

be  a  dominant  source  because  of  the  lack  of  higher  hydro­

carbons in the parent fluids which is indicated by the absence 

of   fluorescence  in  an  UV­microscope.  Therefore,  our  data 

rather suggest involvement of an additional source of isotopi­

cally heavy sulphate, which can most probably be found in 

seawater sulphate showing δ 

34

S values of ca. +16 ± 2 ‰ CDT 

during  the  Lower  Cretaceous  period  (Strauss  1997;  

Hoefs 2005).

Genetic model

Crystallization of barite occurred from aqueous fluids with 

salinities ranging between 0.4 and 2.9 wt. % NaCl eq. In the 

given setting, such wide variability in fluid salinity was very 

common  during  post­magmatic  hydrothermal  activity  and 

cannot be explained by a single fluid source (cf. Dolníček et 

al.  2010 a,b;  Dolníček  et  al.  2012;  Urubek  et  al.  2014).  

The available fluid inclusion data (cf. Fig. 4c) suggest partici­

pation of at least two types of fluid. The low­salinity fluid end­

member cannot be considered to be meteoric water because of 

submarine  position  of  the  host  igneous  rocks.  Similarly, 

low­salinity fluid cannot have a magmatic source with respect 

to the rather shallow nature of the basin (above CCD) which 

results  in  production  of  high­salinity  fluids  during  the  final 

stages of magmatic crystallization (cf. Cline & Bodnar 1991). 

The likely source of low­salinity fluid can be found in diage­

netic waters, produced by compactional and thermal dewate­

ring of clayey sediments spatially and temporarily associated 

with the rocks of teschenite association. Such diagenetic fluids 

are frequently described from both teschenite­ and sediment­ 

hosted minerogenetic environments in this area (Dolníček et 

al.  2010 a,b;  Dolníček  et  al.  2012;  Jarmolowicz­Szulc  et  al. 

2012;  Urubek  et  al.  2014).  The  higher­salinity  fluid  end­

member can be found in either magmatic fluids (with salinities 

reaching up to several tens of wt. % NaCl eq. in the given area; 

cf.  Dolníček  et  al.  2010a)  or  seawater  (with  salinity  of  

3.5 wt. % NaCl eq.). With respect to the rather low tempera­

tures  of  the  fluid  mixture  requiring  substantial  previous 

 cooling  of  the  host  igneous  rocks  (which  was  dominantly 

mediated  by  fluids  circulating  along  fractures),  we  suggest 

that seawater was the crucial source of salinity in the hydro­

thermal  fluid.  Nevertheless,  the  contribution  of  the  higher­ 

salinity fluid decreased with time, as indicated from decreasing 

salinity of secondary fluid inclusions. Barium can be leached 

from rocks along the fluid pathways (from teschenites and/or 

clayey  sediments).  Adamová  (1983)  states  that  barium 

 contents range between 146 and 560 ppm in the sediments of 

the  Hradiště  Formation.  The  source  of  sulphate  can  domi­

nantly be found in Cretaceous seawater (in case of high δ 

34

values) or rocks (in the case of near­zero δ 

34

S values; again 

possibly  derived  from  both  teschenites  and/or  clastic  sedi­

ments). Both Ba and sulphate can be brought by the individual 

fluid  endmembers  and  mixing  of  compositionally  different 

fluids (having often different temperatures) at the site of depo­

sition  resulted  in  barite  crystallization.  A  possible  genetic 

 scenario is illustrated in Fig. 6.

Conclusions

Barite is a relatively uncommon phase in vein and amygdule 

parageneses hosted by igneous rocks of the teschenite associa­

tion in the Czech part of the Silesian Unit. The available data 

suggest that multiple sources of fluid components have been 

involved during barite crystallization. Fluid inclusions reveal 

mixing of at least two fluid endmembers differing in salinity 

and sometimes also in temperature. The higher­salinity end­

member  was  probably  Cretaceous  seawater  and  the  lower­ 

salinity  one  was  probably  diagenetic  water  derived  from 

surrounding flysch sediments during compaction and thermal 

alteration of clay minerals. The wide range of δ 

34

S values of 

Fig.  5.  Comparison  of  δ

 

34

S  values  of  the  studied  barites  and  possible  sources  of  sulphur.  Comparative  data  are  from  Strauss  (1997),  

Hoefs (2005), Urubek & Dolníček (2008), and Dolníček et al. (2010 b, 2012). Unpublished data of the authors are also included.

background image

127

BARITE MINERALIZATION OF THE TESCHENITE ROCKS IN THE SILESIAN UNIT

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2017, 68, 2, 119 – 129

barite also suggests mixing of two sources of sulphate, one 

with  near­zero  δ 

34

S  values  probably  derived  from  wall  

rocks  (either  teschenites  or  sediments)  and  another  with  

high  δ 

34

S  values  (up  to  +16  ‰  CDT)  being  most  probably 

sulphate  from  the  Cretaceous  seawater.  These  findings 

 underline  the  role  of  externally  derived  fluids  during  post­ 

magmatic alteration of bodies of rock of teschenite association 

and  the  significance  of  leaching  of  specific  wall  rocks  for 

mine ral paragenesis preci pitating from circulating fluids. 

Acknowledgements:  This  study  was  made  possible  by 

 financial  support  from  the  grant  projects  No.  SP2016/12  

and  IGA  UP  PrF_2015_014,  which  were  financed  by  the 

 Ministry  of  Education,  Youth  and  Sports  of  the  Czech 

 Republic.  Part  of  the  analytical  work  was  performed  using 

equipment  that  was  financed  by  the  project  “Institute  of  

Clean  Technologies  for  Mining  and  Utilization  of  Raw  

Materials  for  Energy  —  Sustainability  Project”,  reg.  no. 

LO1406, financed by the Ministry of the Education, Youth and 

Sports of the Czech Republic. The authors are grateful to the  

staff  of  the  Department  of  Mineralogy  and  Petrography, 

Moravian  Museum  in  Brno,  for  allowing  access  to  the  

histo rical  samples. Analytical  data  carried  out  by  R.  Škoda 

(MU  Brno)  and  Z.  Lněničková  (ČGS  Praha)  are  highly 

 appreciated. The authors are grateful to Juraj Majzlan and an 

 anonymous  reviewer  for  their  constructive  comments  and 

 suggestions,  which  substantially  improved  the  quality  of  

the manuscript.

References

Adamová M. 1983: Geochemical characteristics of the basic sediment 

lithotypes in the Godula facies of the Silesian Unit. In: Menčík 

E.,  Adamová  M.,  Dvořák  J.,  Dudek  A.,  Jetel  J.,  Jurková  A., 

 Hanzlíková  E.,  Houša  V.,  Peslová  H.,  Rybářová  L.,  Šmíd  B., 

Šebesta J., Tyráček J. & Vašíček Z.: Geology of the Moravsko­

slezské Beskydy Mts. and the Podbeskydí pahorkatina Upland. 

Academia, Praha, 83–103 (in Czech with English summary).

Bobková A. 1936: About some Moravian barytes. Spisy přírodověd. 

Fak. Masaryk. Univ. v Brně 225, 1–15 (in Czech).

Bodnar  R.J.  1993:  Revised  equation  and  table  for  determining  the 

freezing  point  depression  of  H

2

O–NaCl  solutions.  Geochim. 

Cosmochim. Acta 57, 683–684.

Burkart E. 1953: Mährens Minerale und ihre Literatur. Nakladatelství 

Československé akademie věd, Praha, 1–1008.

Cline  J.S.  &  Bodnar  R.J.  1991:  Can  economic  porphyry  copper 

 mineralization  be  generated  by  typical  calc­alkaline  melt? 

 Geophys. Res. 96, 8118–8126.

Czech Geological Survey 2014: Geological map 1:50,000. Available 

at http://mapy.geology.cz/geocr_50/

Desrocher  S.,  Hutcheon  I.,  Kirste  D.  &  Henderson  C.M.  2004: 

 Constraints on the generation of H

2

S and CO

2

 in the subsurface 

Triassic, Alberta basin, Canada. Chem. Geol. 204, 237–254.

Dolníček Z., Kropáč K., Uher P. & Polách M. 2010a: Mineralogical 

and  geochemical  evidence  for  multi­stage  origin  of  mineral 

veins hosted by teschenites at Tichá, Outer Western Carpathians, 

Czech Republic. Chem. Erde-Geochem. 70, 267–282.

Dolníček Z., Urubek T. & Kropáč K. 2010b: Post­magmatic hydro­

thermal mineralization associated with Cretaceous picrite (Outer 

Western Carpathians, Czech Republic): interaction between host 

rock and externally derived fluid. Geol. Carpath. 61, 327–339.

Fig. 6. Schematic drawing illustrating the suggested genetic environment of the studied barite mineralization. Arrows indicate directions of 

movement of fluids.

background image

128

JIRÁSEK, DOLNÍČEK, MATÝSEK and URUBEK

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2017, 68, 2, 119 – 129

Dolníček Z., Kropáč K., Janíčková K. & Urubek T. 2012: Diagenetic 

source of fluids causing the hydrothermal alteration of tesche­

nites  in  the  Silesian  Unit,  Outer  Western  Carpathians,  Czech 

Republic:  Petroleum­bearing  vein  mineralization  from  the 

Stříbrník site. Mar. Petrol. Geol. 37, 27–40.

Dostal J. & Owen J.V. 1998: Cretaceous alkaline lamprophyres from 

northeastern  Czech  Republic:  geochemistry  and  petrogenesis. 

Geol. Rundsch. 87, 67–77.

Eliáš M. 1970: Lithology and sedimentology of the Silesian unit in 

the Moravo­Silesian Beskydy Mts. Sbor. Geol. Věd, Ř. Geol. 18, 

7–99 (in Czech with English summary).

Eliáš M., Skupien P. & Vašíček Z. 2003: A proposal for the modifica­

tion of the lithostratigraphical division of the lower part of the 

Silesian  Unit  in  the  Czech  area  (Outer  Western  Carpathians). 

Sbor. Věd. Prací Vys. Šk. Báň. v Ostravě, Ř. horn.-geol. 49, 7–13 

(in Czech with English summary).

Frejková  L.  1952:  List  of  quarries  of  the  Czechoslovak  Republic  

No. 45, Sheet Nový Jičín (4160). Přírodovědecké vydavatelství

Praha, 1–138 (in Czech).

Goldstein R.H. & Reynolds T.J. 1994: Systematics of fluid inclusions 

in  diagenetic  minerals.  Soc. Sediment. Geol. Short Course 

31,1–199. 

Hoefs J. 2005: Stable Isotope Geochemistry. 5

th

 ed. Springer Verlag

Berlin,  New  York,  http://am.denysofyan.web.id/signup.

php?title=Stable%20Isotope%20Geochemistry%205th%20

Edition?i=1.

Hohenegger  L.  1861:  Die  geognostischen  Verhältnisse  der  Nord­

karpaten in Schlesien und den angrenzenden Teilen von Mähren 

und Galizien als Erläuterung zu der geognostischen Karte der 

Nordkarpaten. J. Perthes, Gotha, 1–50.

Hovorka D. & Spišiak J. 1988: Mesozoic volcanism of the Western 

Carpathians.  Veda,  Bratislava,  1–263  (in  Slovak  with  English 

and Russian summary).

Hovorka  D.  &  Spišiak  J.  1993:  Mesozoic  volcanic  activity  of  the 

Western Carpathian segment of the Tethyan Belt: Diversities in 

space and time. Jb. Geol. B.-A. 136, 769–782.

Ivan P., Hovorka D. & Méres Š. 1999: Riftogenic volcanism in the 

Western  Carpathian  geological  history:  a  review.  Geolines  9, 

41–47.

Jarmolowicz­Szulc K., Karwowski L. & Marynowski L. 2012: Fluid 

circulation and formation of minerals and bitumens in the sedi­

mentary rocks of the Outer Carpathians ­ based on studies on the 

quartz­calcite­organic matter association. Mar. Petrol. Geol. 32, 

138–158.

Klvaňa J. 1897: Teschenites and picrites of north­eastern Moravia: 

Petrological monography. Rozpr. Čes. Akad. Věd Cís. Františka 

Josefa Vědy, Slovesn. Umění, Tř. 2. math.-přírodn. 6, 23, 1–93 

(in Czech). 

Kropáč K., Dolníček Z., Buriánek D., Urubek T. & Mašek V. 2015: 

Carbonate  inclusions  in  Lower  Cretaceous  picrites  from  the 

Hončova  hůrka  Hill  (Czech  Republic,  Outer  Western  Carpa­

thians): Evidence for primary magmatic carbonates? Int. J. Earth 

Sci. 104, 5, 1299–1315.

Kučera  B.  1926:  Supplement  to  the  Moravian  list  of  minerals  and 

their localities from years 1924 and 1925. Čas. Morav. Mus. zem. 

v Brně 24, 184–195 (in Czech with German summary).

Kudělásek  V.,  Mandour  M.A.  &  Matýsek  D.  1989:  Occurrence  of 

witherite  and  barite  in  teschenitic  rocks  in  the  Kunčice  pod 

Ondřejníkem area, northern Moravia, Czechoslovakia. Čas. min. 

geol. 34, 2, 205–207 (in Czech with English summary). 

Kudělásková J. 1987: Petrology and geochemistry of selected rock 

types of teschenite association outer Western Carpathians. Geol. 

Carpath. 38, 545–573. 

Kynický  J.  2010:  Minerals  of  the  hydrothermal  veins  from  the 

teschenite assocation rocks in the vicinity of Příbor. Minerál 18, 

6, 484–494 (in Czech). 

Le  Maitre  R.W.  (Ed.)  2002:  Igneous  rocks.  A  classification  and 

 glossary of terms. Recommendations of the International Union 

of  Geological  Sciences  Subcommission  on  the  Systematics  of 

Igneous  Rocks.  2

nd 

edition. Cambridge Univerity Press

 Cambridge, 1–236. 

Lucińska­Anczkiewicz A., Villa I.M., Anczkiewicz R. & Ślączka A. 

2002: 

40

Ar/

39

Ar dating of alkaline lamprophyres from the Polish 

Western Carpathians. Geol. Carpath. 53, 45–53.

Machek  P.  &  Matýsek  D.  1994:  Mathematical­statistical  study  of 

chemical composition of the teschenite association rocks. Sbor. 

Geol. Věd, Ř. Geol. 46, 125–141. 

Majzlan  J.,  Brey­Funke  M.,  Malz A.,  Donndorf  S.  &  Milovský  R. 

2016: Fluid evolution and mineralogy of Mn­Fe­barite­fluorite 

mineralizations at the contact of the Thuringian Basin, Thüringer 

Wald and Thüringer Schiefergebirge in Germany. Geol.   Carpath. 

67, 3–20.

Matýsek  D.  1992:  Contact  metamorphism  connected  with  the 

 intrusion  of  teschenite  association  rocks  in  Krmelín  locality, 

Northern Moravia, Czechoslovakia. Acta Mus. Morav., Sci. Nat. 

77, 29–39 (in Czech with English abstract).

Matýsek D. 2013: Evidence of rare earth elements (REE) mobiliza­

tion in teschenites of the Beskydy Mts. region. Acta Mus. Morav., 

Sci. Geol. 98, 2, 101–113 (in Czech with English abstract). 

Matýsek D. & Jirásek J. 2016: Occurrences of slawsonite in rocks  

of  the  teschenite  association  in  the  Podbeskydí  area  (Czech 

Republic)  and  its  petrological  significance.  Can. Mineral. 54, 

doi: 10.3749/canmin.1500101. 

Melion J. 1855: Ueber die Mineralien Mährens u. Oesterr. Schlesiens. 

Mitt. mähr.-schles. Ges. Ackerb. Brünn 24, 189–190.

Menčík E., Adamová M., Dvořák J., Dudek A., Jetel J., Jurková A., 

Hanzlíková  E.,  Houša  V.,  Peslová  H.,  Rybářová  L.,  Šmíd  B., 

Šebesta  J.,  Tyráček  J.  &  Vašíček  Z.  1983:  Geology  of  the 

 Moravskoslezské Beskydy Mts. and the Podbeskydí pahorkatina 

Upland.  Academia,  Praha,  1–304  (in  Czech  with  English 

summary).

Narebski W. 1990: Early rift stage in the evolution of western part of 

the  Carpathians:  geochemical  evidence  from  limburgite  and 

teschenite rock series. Geol. Carpath. 41, 521–528. 

Oszczypko N. 2004: The structural position and tectonosedimentary 

evolution  of  the  Polish  Outer  Carpathians.  Przegl. Geol.  52, 

780–791.

Pacák O. 1926: Volcanic rocks at the northern foot of the Moravian 

Beskydian  Mts.  Česká  akademie  věd  a  umění,  Praha,  1–232  

(in Czech).

Roedder E. 1984: Fluid inclusions. Rev. Mineral. 12, 1–644. 

Rosenbusch  H.  1887:  Mikroskopische  Physiographie  der  Petro­

graphisch Wichtigen Mineralien: Mikroskopische Physiographie 

der Massigen Gesteine. E. Schweizerbart, Stuttgart, 1–877. 

Rusek  P.  &  Valošek  Č.  1968:  Hončova  hůrka  Hill  near  Příbor  —  

an interesting mineralogical locality in the Beskydian Piedmont 

area. Přírodověd. Sbor. 24, 79–88 (in Czech). 

Sapetza J. 1864: Geognostische und mineralogische Notizen aus der 

Umgebung von Neutitschein. Verh. Naturforsch. Ver. Brünn 3, 17–30.

Shepherd  T.J.,  Rankin A.H.  & Alderton  D.H.M.  1985: A  practical 

guide to fluid inclusion studies. Blackie, Glasgow and London, 

1–239. 

Skupien  P.  &  Pavluš  J.  2013: A  contribution  to  the  knowledge  of 

stratigraphic position of magmatic rocks of teschenite associa­

tion  in  the  Silesian  Unit.  Geol. Výzk. Mor. Slez.  20,  96–99  

(in Czech with English abstract).

Skupien  P.  &  Vašíček  Z.  2002:  Lower  Cretaceous  Ammonite  and 

Dinocyst biostratigraphy and paleoenvironment of the Silesian 

Basin  (Outer  Western  Carpathians).  Geol. Carpath.  53,  3, 

179–189.

Smulikowski K. 1930: Les roches éruptives de la zone subbeskidique 

en Silésie et Moravie. Kosmos 54, 749–850.

background image

129

BARITE MINERALIZATION OF THE TESCHENITE ROCKS IN THE SILESIAN UNIT

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2017, 68, 2, 119 – 129

Smulikowski K. 1980: Comments on the Cieszyn Magmatic Province 

(West  Carpathian  Flysch).  Ann. Soc. Geol. Polon.  50,  41–54  

(in Polish with English summary).

Strauss  H.  1997:  The  isotopic  composition  of  sedimentary  sulfur 

through  time.  Palaeogeogr. Palaeoclimatol. Palaeoecol.  132, 

97–118. 

Szopa K., Włodyka R. & Chew D. 2014: LA­ICP­MS U­Pb apatite 

dating of Lower Cretaceous rocks from teschenite­picrite asso­

ciation in the Silesian Unit (southern Poland). Geol. Carpath. 65, 

273–284.

Šmíd B. 1978: Study of igneous rocks of the teschenite association in 

the area between Jasenice near Val. Meziříčí and Bludovice near 

N. Jičín. MS Archiv ČGS, Praha (in Czech).

Šmíd B., Veselý M., Štícha J., Rybáková B., Vršťalová H. & Grub­

hofferová  Z.  1964:  Occurrence  of  the  baryte  fragments  and 

increased  BaO  content  in  the  teschenite  assocation  rocks.  

MS Ústřední ústav geologický, Praha, 1–15 (in Czech).

Tschermak  G.  1866:  Felsarten  von  ungewöhnlicher  Zusammen­

setzung  in  den  Umgebung  von  Teschen  und  Neutitschein. 

 Sitz.-Ber. Akad. Wiss. (Wien) 53, 260–287.

Ueda A.  &  Krouse  H.R.  1987:  Direct  conversion  of  sulphide  and 

 sulphate minerals to SO

2

 for isotope analyses. Geochem. J. 20, 

209–212.

Ulrich M.R. & Bodnar R.J. 1988: Systematics of stretching of fluid 

inclusions II: Barite at 1 atm confining pressure. Econ. Geol. 83, 

1037–1046. 

Urubek T. & Dolníček Z. 2008: Hydrothermal mineralization in rocks 

of  teschenite  association  from  Hodslavice  near  Nový  Jičín 

 (Silesian unit, Outer West Carpathians). Čas. Slez. Muz. Opava 

(A) 57, 21–30 (in Czech).

Urubek T., Dolníček Z. & Kropáč K. 2014: Genesis of syntectonic 

hydrothermal veins in the igneous rock of teschenite association 

(Outer Western Carpathians, Czech Republic): growth mecha­

nism and origin of fluids. Geol. Carpath. 65, 6, 419–431.

Włodyka  R.  2010:  The  evolution  of  mineral  composition  of  the 

Cieszyn  magma  province  rocks.  Wydawnicztwo Uniwersytetu 

Śląskiego, Katowice, 1–232 (in Polish with English and Russian 

summary).

Zhang Y.G. & Frantz J.D. 1987: Determination of the homogenization 

temperatures and densities of supercritical fluids in the system 

NaCl–KCl–CaCl

2

–H

2

O using synthetic fluid inclusions. Chem. 

Geol. 64, 335–350.