Staré Ransko

Komplex bazických a ultrabazických magmatických hornin železnohorského plutonu.

Obrazová dokumentace k lokalitě

severní šířka (S42): 49°39,280´

východní délka (S42): 15°49,394´

nadmořská výška: 638 m n. m.

mapa KČT: č. 46 (B6)

hlavní stránka

seznam lokalit

mapa lokalit

o autorech

průvodce Morava

Asi 12 km jv. od Chotěboře a 4,5 km j. od Ždírce nad Doubravou najdeme zbytky po důlní těžbě Fe-Co-Ni rud z ultabazických hornin. Na lokalitu se dostaneme po asfaltové komunikaci, která vede z Krucemburku (v geologické mapě Křížová) do Starého Ranska. Odtud vede asfaltová silnice jv. a dále j. směrem na Ranská jezírka a dále až do obce Vepřová. Do lesa je ale zákaz vjezdu, pouze s povolením Lesního závodu. Souběžně se silnici vede červená turistická značka, po které jdeme asi 2,5 km k odbočce vlevo (mapa 1), která vede kolem myslivecké chaty a bývalých těžebních objektů a po asi 700 m přijdeme na mýtinu. Zde najdeme zbytek po těžební jámě (foto 1, 2 a 3) a aplanovanou haldu (foto 4, 5, 6 a 7). Materiálu ke sběru je tu zatím dostatek (foto 8 a 9).

Ranský masiv (nebo ranský gabro-peridotitový masiv) je intruzivní těleso přibližně kruhového tvaru o velikosti asi 10 km² a sahající do hloubky 4 – 5 km (mapa 2). Jeho geologické postavení je poměrně komplikované – nachází se totiž na hranici oblasti moldanubika, kutnohorsko-svrateckého krystalinika a bohemika (středočeské oblasti). V oblasti masívu navíc dochází ke křížení významných zlomových struktur: kromě zlomové linie SZ-JV oddělující moldanubickou oblast, probíhají zde důležité tektonické linie (obrázek 1) ve směru SSV-JJZ (přibyslavská mylonitová zóna) a SV-JZ (hlinská zóna).

Horniny masivu jsou obklopeny na V vítanovským souvrstvím, které je řazeno k hlinskému paleozoiku a proterozoiku a tato jednotka je podle Autorů (1994) součástí středočeské oblasti (bohemika). Na severu a západě se masiv stýká s horninami ohebského krystalinika, které je řazeno do kutnohorsko-svratecké oblasti. Úzký pruh amfibolitů ohebského krystalinika je vklíněn mezi masiv a mylonitovou zónu na jihu. Za touto mylonitovou zónou najdeme horniny moldanubika. Vzhledem k úklonu mylonitové zóny je velmi pravděpodobné, že ve větších hloubkách existuje přímý kontakt mezi moldanubikem a ranským masivem. Jednotky tvořící severní okraj masivu (ohebské krystalinikum) jsou překryty křídovými sedimenty (obrázek 2). Podle většiny autorů může být ranský masiv řazen do středočeské oblasti, Vachtl (1979) jej přímo přiřazuje k železnohorskému plutonu, kde tvoří nejjižnější tzv. ranskou kru.

Stáří ranského masivu je kadomské, ale obsahuje ještě další jevy mladší geologické činnosti (Cu-Zn mineralizace, žíly granitových porfyrů). Celý komplex je pozdně syntektonický až posttektonický, složený z hlubinných magmatitů, které postupnou diferenciací umožnily vznik hornin různé bazicity.

Ve stavbě masivu můžeme rozlišit dvě základní skupiny těles:

· tělesa ultrabazických olivinických hornin (hlavně dunity, peridotity, troktolity a olivinická gabra)

· tělesa gabroidních hornin (gabra s.s., amfibolová gabra a gabrodiority).

Hlavními tělesy v rámci masivu jsou (srovnej s obrázkem 3):

1. severní ultrabazické těleso

2. severní gabrové těleso

3. centrální ultrabazické těleso

4. jižní gabrové těleso

5. jižní ultrabazické těleso

Centrální část masivu tvoří těleso troktolitů a peridotitů v různém stupni serpentinizace a anrotosity ve formě drobných žil nebo těles. Těleso ultrabazik nepravidelně vybíhá do okolních olivinických gaber. Tělesa gabrového charakteru jsou tvořena především středně zrnitými amfibolickými gabry, které jsou nejmladším krystalizačním derivátem bazických hornin ranského masivu. V rámci ranského masivu najdeme i řadu xenolitů, převážně hornin kutnohorského krystalinika a hlinské zóny. Kontakt s okolními jednotkami je silně modifikován. Na jedné straně jsou okolní horniny postiženy přeměnami kontaktní metamorfózy, na straně druhé byly metamorfní přeměnou postiženy vlastní magmatity, což se může projevovat např. rekrystalizací.

V rámci ranského masivu můžeme od nejbazičtějších členů rozlišit následující diferenciační trend: peridotity (též serpenitnit a wherlit) – troktolity až anortozity – olivinická gabra (rovněž uralitická gabra, leukokratní olivinická gabra až anorthozity) – pyroxenická gabra (stejně tak pyroxenity a gabra s různým podílem amfibolu) – amfibolická gabra.

Peridotity se v rámci masivu vyskytují ve dvou typech. Prvním jsou intenzivně serpentinizované peridotity (serpentinity) černozelené barvy s jemnozrnnou texturou. Hlavními složkami jsou zbytky olivínu, minerály serpentinové skupiny, tremolit, spinel, magnetit, chromit, chlorit, kalcit, mastek a opál. Druhým typem jsou peridotity s nízkým stupněm serpentinizace a obsahem do 20 % minerálů serpentinové skupiny (foto 10, 11 a 12). Kromě zrn olivínu (foto 13 a 14) jsou zastoupeny monoklinický (foto 15 a 16) a akcesoricky i rombický pyroxen. Oba typy podléhají přeměně na amfibol – uralitizaci. V některých typech se jako nejmladší minerál objevuje plagioklas – bytownit (foto 17 a 18).

Troktolity jsou v masívu běžně zastoupené horniny, ubýváním olivínu přecházejí do anortosických troktolitů. Textura hornin je středně až hrubě zrnitá, barva obvykle tmavě hnědá. Podstatnou součástí je olivín (25 – 40 obj. %), který na kontaktu s plagioklasy má kelyfitickou obrubu. Monoklinický pyroxen bývá místy uralitizován. Plagioklas je často soustředěn spolu s amfibolem a spinelem do zelenošedých skvrn („pstruhovec“), zrna jsou hypautomorfní, polysynteticky zdvojčatělá. Bazicita odpovídá labradoritu až bytownitu. Místy plagioklas podléhá saussuritizaci a pak je přítomen rovněž klinozoisit a epidot. Běžnými akcesoriemi je magnetit, chlorit a chromit.

Olivinická gabra jsou středně až hrubě zrnité horniny světle šedé barvy (foto 19 a 20), na jejichž složení se velmi významně podílí plagioklas. Ten výrazně převládá nad tmavými minerály a často je obsažen až 70 obj. % (leukokratní olivinické gabro). Hypyautomorfní zrna bývají polysynteticky zdvojčatěná (foto 21 a 22) podle albitového, periklinového nebo karlovarského zákona a jejich bazicita se pohybuje od labradoritu po anortit. Izometrická zrna olivínu jsou pravidelně rozmístěna v hornině, po puklinách lze zaznamenat jejich postupující serpentinizaci (foto 23 a 24). Monoklinické pyroxeny jsou zastoupeny až 20 obj. % a mají převahu diopsidové složky, ojedinělé ortopyroxeny jsou rovněž vysoce hořečnaté. Amfibol se vyskytuje pouze jako druhotný produkt přeměny pyroxenů (foto 21 a 22). Mezi akcesorie patří zelený spinel, kalcit a mastek.

Anortosity se vyskytují jako variety ultrabasických hornin s nárůstem podílu světlých minerálů (plagioklasu) v těchto horninách. Horniny bývají středně šedé, středně až hrubě zrnité (foto 25 a 26), zastoupení plagioklasů obvykle přesahuje 80 obj. %. Z tmavých minerálů bývá zastoupen olivín a pyroxen. Akcesorickými a druhotnými minerály bývají aktinolit, spinel, chromit, magnetit, pyrhotin nebo chalkopyrit.

Amfibolická gabra jsou silně zastoupené horniny především v západní části masivu a jsou považována za nejmladší bazický krystalizační derivát celého komplexu. Tyto drobně až středně zrnité horniny s tmavě nazelenalou barvou obsahují plagioklas, pyroxen a amfibol. Plagioklasy tvoří lištovitá hypautomorfní zrna s polysyntetickým dvojčatěním nebo zřetelně zonální stavbou. Bazicita plagioklasů se pohybuje v rozmezí bytownit – labradorit. Plagioklasy mohou být slabě saussuritizované. Pyroxen tvoří hypautomorfní zrna a obvykle odpovídá diopsidu, v některých typech zcela chybí. Převládajícím tmavým minerálem je amfibol, který zpravidla pyroxeny částečně nebo zcela zatlačuje a vyznačuje se výrazným pleochroismem. V horninách bývá přítomen i amfibol primární, jeho odlišení od druhotného je někdy problematické. Z akcesorických minerálů se můžeme setkat s křemenem, titanitem, apatitem, chloritem, epidotem a klinozoisitem.

V ranském masivu se v menší míře uplatňují i horniny typu granodioritů, aplitů, pegmatitů a mikrogranitů.

Při krystalizaci ultrabazických hornin ranského masivu lze předpokládat obecnou sukcesi pro troktolity a peridotity: olivín – plagioklas – klinopyroxen. Pro gabroidní horniny je pořadí krystalizace: plagioklas – klinopyroxen – amfibol. Podmínky vzniku byly odhadnuty na hloubku 2-5 km pod povrchem a počáteční teplota krystalizace byla 1150° C. Předpokládá se, že utuhnutí celého tělesa trvalo 0,5-1,5 mil. let a jeho ochladnutí na 300° C asi 7-10 mil. let.

Iniciální magma pro horniny ranského komplexu mělo toleitický charakter (nízký obsah Al₂O₃ a alkálií) a při jeho tuhnutí docházelo k výrazné frakcionaci. Stáří tohoto procesu řadí většina autorů na přelom proterozoika a paleozoika.

Mineralizace ranského masivu je velmi bohatá a má dokonce ložiskový význam. Rudy se zde těžily důlním způsobem od 60. let minulého století a těžba byla definitivně ukončena v roce 1989. Nejstarší těžba zde probíhala už v 19. století, kdy předmětem zájmu byly druhotné Fe rudy (bauxit-hematitový typ), které vznikly přeplavením zvětralin během cenomanské transgrese.

Významnou primární mineralizací je Ni-Cu zrudnění vázané na SSV-JJZ zónu v délce asi 3 km a šířce 1 km (ložisko Řeka). Jednotlivá rudní tělesa jsou vázána na kontakt hornin s vysokým obsahem olivínu (trokltolity) a gaber. Zrudnění není vázáno na určitý horninový typ a je tvořeno pyrhotinem, chalkopyritem a pentlanditem, méně pak cubanitem, pyritem a magnetitem. Zrudnění má vtroušeninový až siťovitý charakter, jedná se o epigenetickou mineralizaci likvačních rud, vzniklou vytlačením sulfidického magmatu do vhodných struktur.

Ekonomicky nejvýznamnější byla v ranském masivu Cu-Zn mineralizace. Ložisko bylo označeno jako Obrázek a leželo v hloubce 85-200 m pod povrchem v jižním peridotitovém tělese (obrázek 3). Rozměr nepravidelného tělesa byl 300 x 150 m s maximální mocností 72 m. Ložiskové těleso se nacházelo v leukokratních gabrech a troktolitech, které byly za vysokých teplot metasomaticky přeměněny na tzv. metasomatické kvarcity. Kromě sfaleritu a chalkopyritu byly přítomny pyrit, pyrhotin a baryt. Zrudnění bylo uloženo subhorizontálně a mělo masivní texturu. Rozlišují se polohy s převahou Fe mineralizace a rudní tělesa, kde zcela převládá sfalerit. Vznik zrudnění je velmi pravděpodobně spjat s tělesem křemenného dioritu, které silně prohřálo okolní horniny a umožnilo tak vznik mineralizovaných roztoků.

Kolektiv autorů (1994): Regional geological subdivision of the bohemian Massif on the territory of the Czech Republic. – Journal Czech Geol. Soc., 39, 1, 127-144. Praha.

Mísař Z., Dudek A., Havlena V., Weiss J. (1983): Geologie ČSSR I. Český masív. – SPN Praha. 336 stran.

Mísař Z., Duda J., Holub M., Pokorný J., Weiss J. (1974): The Ransko gabbro-peridotite massif and its mineralization (Czechoslovakia). – Univerzita Karlova, Praha. 215 stran.

Vachtl J. (1979): Geostrukturní poměry nasavrckého masívu (Železné hory). – Věstnk ÚÚG, 54, 1, 1-10. Praha.

Weiss J. (1962): Geologicko-petrografické poměry ranského masivu. – Sborník ÚÚG, XXVII, 87-137. Praha.

hlavní stránka

seznam lokalit

mapa lokalit

o autorech

průvodce Morava