Geodynamický vývoj a deformační mikrostruktury vybraných typů ortorul moldanubika

Univerzita Karlova v Praze, Přírodovědecká fakulta Ústav petrologie a strukturní geologie

Geodynamický vývoj a deformační mikrostruktury vybraných typů ortorul moldanubika

Geodynamic evolution and deformation microstructures of selected orthogneisses of the Molanubian Zone

Bakalářská práce

Jakub Kryl

Praha 2011

Vedoucí bakalářské práce: RNDr. Kryštof Verner, Ph.D.

Prohlašuji, že na této bakalářské práci jsem pracoval samostatně za pomoci mého školitele a všechny použité prameny jsem řádně citoval

……………………. 1

Poděkování: Je mi milou povinností poděkovat mému školiteli Kryštofu Vernerovi za zasvěcený výklad na mnoha výchozech, za poskytnutí prostředků pro úspěšný vlastní výzkum, za možnost podívat se s ním a jinými geology do terénu i mimo rámec mé práce a v neposlední řadě i za jeho pohodovou náladu a vtipné průpovídky, díky kterým jsem si při mapování užil spoustu legrace, ale především získal mnoho nových zkušeností, které jistě využiji v mém budoucím studiu. Poděkování patří i paní Veronice Štědré, která mi na několika výchozech poskytla poučný mineralogický výklad a obrovský dík patří samozřejmě celé mé rodině, která mě podporuje po celou dobu mého studia. Zvláštní dík si zaslouží i všichni mí přátelé z řad studentů, díky kterým prožívám na této univerzitě jedny z nejkrásnějších let svého života. Zdař Bůh! 2

OBSAH: ENGLISH ABSTRACT .......................................................................................................4 1. ÚVOD A DEFINICE BAKALÁŘSKÉ PRÁCE ..............................................................5 2. DEFORMAČNÍ MECHANISMY ...................................................................................5 2.1. Kataklastický tok (frakturace) ..........................................................................................6 2.2. Tlakové rozpouštění ........................................................................................................7 2.3. Difůzní kríp ....................................................................................................................7 2.4. Zotavení .........................................................................................................................8 3. REKRYSTALIZACE ......................................................................................................9 3.1. Statická rekrystalizace .....................................................................................................9 3.2. Dynamická rekrystalizace ..............................................................................................10 3.2.1 Bulging........................................................................................................................11 3.2.2. Rotace subzrn. ............................................................................................................12 3.2.3. Vysokoteplotní migrace hranic zrn..............................................................................13 4. CHARAKTER DEFORMACE A MIKROSTRUKTURY MINERÁLNÍCH FÁZÍ ...14 4.1. Křemen..........................................................................................................................14 4.2. Živce .............................................................................................................................15 4.3. Slídy ..............................................................................................................................18 4.4. Deformační procesy v křemen-živcových horninách ......................................................19 5. ÚVOD - GEOLOGICKÝ VÝVOJ STUDOVANÉ OBLASTI ......................................21 5.1. Moldanubikum (MZ) a jeho pozice v rámci SV .............................................................22 5.2. Tektonometamorfní vývoj MZ .......................................................................................23 5.3. Ortoruly MZ (petrochemie, geochronologie, tektonická pozice) .....................................24 6. STRUKTURNÍ ANALÝZA VYBRANÝCH ORTORUL MZ......................................28 6.1. Výsledky terénní strukturní analýzy ...............................................................................28 6.1.1. Bechyňská ortorula .....................................................................................................28 6.1.2. Blanická ortorula. .......................................................................................................31 6.2. Mikrostrukturní analýza.................................................................................................35 6.3. Mikrostrukturní charakteristika deformačních staveb .....................................................35 6.3.1. Bechyňská ortorula .....................................................................................................35 6.3.2. Blanická ortorula ........................................................................................................36 7. ZÁVĚRY.........................................................................................................................39

3

ENGLISH ABSTRACT

This work is about structural analysis of a two quartz-feldspar rock bodies (Bechyne orthogneiss and Blanik orthogneiss), which are a part of very high metamorphic rocks of west part of Moldanubian Zone (Drosendorf unit). It´s quartz-feldspar rocks with granite protolite, whose age of the crystallization belongs to cambro-ordovian magmatic event. These rocks have been affected by HT/MP – HT/LP metamorphosis during Variscan processes and polyphase deformation during the rock complex exhumation. First part of this work is about basic deformation mechanism of rocks, which creates the basic types of microstructures (for example on base of Passchier and Trouw 2005; Stünitz and Gerald 1993) for example pressure solution, recovery, difusion creep etc. In the second part is briefly described evolution of Moldanubian zone in detail with focusing on types of orthogneisses which I study, but this chapter is mainly about structural and microstructural analysis of Blanik and Bechyne orthogneiss, which has been done in base of field research and supplemented about structural map and stereographic projections. The body of Bechyně and Blaník orthogneiss provide a different deformation record in a form of macroscopically and microspocically fabrics. The Blanik orthogneiss recorded compression and relatively HT evolution event in the frame of exhumation history of drosendorf rock complex in moldanubian zone. The body of Bechyně orthogneiss has been affected by phase of extension tectonic in relatively LT/LH conditions. The deformation history analysis different bodies of quartz-feldspar rocks in moldanubian zone and their correlation enable an interpretation geodynamical evolution in whole-region scale. There will be more bodies of quartz-feldspar rocks in my follow-up diploma work and the correlation study of moldanubian zone will be more detailed.

4

1. ÚVOD A DEFINICE BAKALÁŘSKÉ PRÁCE V první části této bakalářské práce je pojednáno o základních deformačních mechanismech hornin, které vytvářejí základní typy deformačních mikrostruktur (např. Passchier a Trouw 2005; Stünitz and Gerald 1993). V části druhé je zpracována mikrostrukturní charakteristika vybraných typů křemen-živcových hornin (těles ortorul a metagranitů), které jsou součástí exhumovaných částí spodní a střední kůry variského orogenu - moldanubika. Jejich jednoduché mineralogické složení, jasná strukturní pozice v rámci regionálních orogenních staveb v moldanubiku a obecně velká propracovanost mechanismů deformace a rekrystalizace křemen-živcových hornin v různých teplotně-tlakových podmínkách umožní provedení korelační studie napříč jednou z nejkomplikovanějších a nejdiskutovanějších jednotek v rámci středoevropských variscid.

2. DEFORMAČNÍ MECHANISMY Jedná se o procesy, na jejichž základě minerály a horniny podléhají deformaci za vzniku

příslušných

mikrostruktur.

Deformaci může způsobit mnoho procesů, které jsou specifické v rámci každého zrna. Tyto

procesy

mineralogii,

závisí

složení

na

litologii,

intragranulárních

fluid, ale také na teplotě, litostatickém tlaku, orientovaném tlaku, tlaku fluid a Obr. 1a.) Krystalová mřížka obsahující dva typy defektů

(vakance a intersitiály); b.) Okrajová dislokace; c.)

rychlosti deformace (Vernon et al. 2004). Prohnutá dislokace; d.) Okrajová a prohnutá dislokace Odezvou na tyto

procesy je tvorba v krystalové mřížce (Trouw et al. 2005)

specifických mikrostruktur v rámci intrakrystalinní deformace krystalové mřížky. Krystalová mřížka obsahuje běžně defekty, které můžeme v základu rozdělit na bodové a liniové. Mezi bodové defekty řadíme vakance (volná místa) a intersitiály (vsunutiny) (Obr. 1). Liniové defekty mohou být způsobeny přítomností částečné roviny v krystalové mřížce minerálu (v podstatě se jedná o kontinuální řadu intersitiálů mezi dvěma plochami krystalové mřížky). V rámci těchto defektů vzniká v krystalech intrakrystalinní deformace, kterou se rozumí pohyb jednotlivých atomů krystalové mřížky, jež je způsobena dislokačním skluzem a migrací vakancí nebo intersitiálů. Změnou pozice atomů v mřížce dosáhneme permanentní deformace 5

(vznik undulózního zhášení, či deformačního páskování) (Trouw et al. 2005). Procesem, který naopak minimalizuje množství dislokací a dislokačních spletí je zotavení. Zotavením se rozumí migrace dislokací deformačně porušeného zrna na jedno místo, konkrétně do deformačních pásů (Obr. 4). Projevem je pokles hustoty dislokací, kdy dislokace směřují do jedné planární zóny (Trouw et al. 2005; Vernon et al. 2004). Mikrostrukturní rekrystalizace se běžně projevuje tvorbou relativně malých, nedeformovaných zrn, které obklopují relikty větších, přetvořených zrn. Mřížková orientace se v rámci dílčích subzrn lehce mění, přibližně o 5° s doklady undulózního zhášení (struktura jádra a pláště). V principu bývají tyto procesy spojené s aktivitou difůzního krípu a zotavení (Trouw et al. 2005). Deformační mechanismy mohou být klasifikovány různě, ale principielně se v rámci mikroměřítka dělí na křehkou a duktilní deformaci (Trouw et al. 2005; Vernon et al. 2004).

2.1. Kataklastický tok (frakturace) Jedná se o deformační proces, kterého je dosaženo

mechanickým

rozrušením,

skluzem a rotací fragmentů za vzniku charakteristické

struktury

kataklazitu

(Obr. 2a) (Trouw et al. 2005). Procesy kataklastického toku zahrnují ztrátu koheze způsobenou frakturací, změny tvarů a frikční

skluzy

podél

fakturovaného

povrchu. V rámci kataklastického toku se

Obr.2 a.) Stavba kataklazitu – angulární fragmenty velikostí v jemnozrnné matrix; b.) Rekrystalovaná stavba - malá rekrystalovaná zrna (Trouw et al. 2005)

vymezují dva hlavní procesy. Jsou to různých frikční skluz po hranicích zrn, který

neobsahuje intrakrystalinní frakturace a procesy samotné fakturace (Vernon et. al. 2004). Tento mechanismus je zpravidla aktivní za relativně nízkého stupně metamorfní přeměny, převážně v podmínkách: (i) křehkých reologických vlastností minerálních fází, (ii) vysokých rychlostí deformace a (iii) přítomnosti vyššího tlaku fluid (Tapponier and Brace, 1976). Frikční skluz po hranicích zrn zahrnuje skluz zrn bez vzniku frakturací starších minerálních agregátů. Tento proces je také nazýván jako „nezávislý tok částic“ a projevuje se jak při nízkém omezujícím tlaku, tak při vysokém tlaku fluid, který redukuje efektivní napětí (Vernon et al. 2004). Mezi charakteristické znaky kataklastických deformačních 6

mikrostruktur patří: (i) variabilní velikosti minerálních zrn, (ii) výskyt angulárních tvarů krystalů a polykrystalických horninových fragmentů a (iii) přítomnost fluidních inkluzí (Vernon et al. 2004).

2.2. Tlakové rozpouštění Jedná se o deformační mechanismus, který bývá

aktivní

v horninách

s vyšším

obsahem slíd a intergranulárních fluid. K tomuto procesu dochází převážně na kontaktech zrn, v místech zvýšeného tlaku. Tlakové rozpouštění se projevuje změnou tvaru zrn v důsledku rozpuštění a

Obr. 3. Změna tvaru zrn působením tlakového rozpouštění (Trouw et al. 2005).

následné migrace materiálu z okrajů zrn (Obr. 3). Tento proces je vázán na kontakty zrn, odkud v důsledku zvýšeného tlaku proběhne transfer materiálu do míst s menším tlakem. Vlivem tohoto selektivního tlakového rozpouštění vzniká nejčastěji tenká fluidní fáze na hranicích zrn, kde je tlak nižší. Rekrystalovaný materiál často prodělává transfer na větší vzdálenost a dochází v krystalizaci v odlehlých doménách, často ve formě žilek. Mezi projevy tlakového rozpouštění patří přítomnost úlomků zrn a idiomorfních fenokrystů. (Trouw et al.2005; Vernon et al. 2004). Základním znakem, indikujícím tlakové rozpouštění je přítomnost zkrácených objektů (např. fosílie, detritická zrna a idiomorfní fenokrysty) a výskyt charakteristických zubatých okrajů rozpouštěných zrn (švů tlakového rozpouštění) (Trouw et al.2005).

2.3. Difůzní kríp Za vyšších teplot se u deformovaných / rekrystalovaných hornin zvyšuje schopnost migrace jednotlivých vakancí napříč krystalovou mřížkou minerálu (Knipe, 1989; Wheeler, 1992). Tyto procesy se označují jako „difůze“ (grain-scale diffusion mass transfer). Jsou rozlišovány dva základní typy difůze a to: (i) Cobleho kríp a (ii) Nabarro-Herringův kríp. Cobleho kríp se projevuje formou difůze vakancí v krystalové mřížce podél hranic zrn, Nabarro-Herringův kríp je založen na difůzi vakancí skrz krystalovou mřížku. Značný vliv na aktivitu tohoto deformačního mechanismu má dále velikost primárních minerálních agregátů. V obecné 7

rovině jsou deformační mechanismy s aktivitou difuzní výměny lépe uplatňovány v horninách s jemnozrnnou texturou. K deformaci a změnám minerálních agregátů v tomto případě dochází bez výrazných změn jejich hranic a mřížkové přednostní orientace. Difůzní kríp může gradovat až do „viskózního skluzu po hranicích zrn“, který se vyskytuje za specifických podmínek rychlosti deformace a teploty. Výsledkem je deformace v tahu s velkým podílem napětí bez evidence frakturace (označována jako „superplastická deformace“). Mezi hlavní indikátory difůzního krípu patří (Hirth and Tullis at al., 1992; Trouw et. al.2005): (i) evidence spojování zrn podél jejich hranic, (ii) narovnávání a formovaní zrn do kosočtverečných, či obdélníkových tvarů (retikulární textura), (iii) evidence nukleace jedné z fáze v trojném bodě mezi zrny dalších fází formovaných pomocí GBS. Dalším vodítkem pro indikaci superplasticity může být nedostatečně vyvinutá přednostní orientace u minerálů.

2.4. Zotavení (recovery) Zotavení je specifický deformační proces, který vede k obnově a zlepšení vnitřní stavby zrn (redukce dislokační hustoty). Působením volné energie v krystalech, dochází k relativnímu nárůstu teploty beze změny jejich chemického složení (Trouw et al. 2005; Vernon et al. 2004). Vyšší teplota pak usnadňuje šplhání dislokací a vytváření dislokačních stěn (Simpson et.

Obr. 4. Schématická ilustrace transferu dislokací do dislokačních stěn procesem obnovy (Trouw et al. 2005)

al. 1985). Dochází k posunu vakancí směrem k dislokačním doménám a tak k jejich efektivnímu narovnávání. Dislokace v krystalu pak tvoří planární síť, která se nazývá subzrnová hranice (Obr. 4). Uspořádání a snižování počtu dislokací umožňuje částečnou ztrátu volné energie v krystalu, což podporuje vyšší stabilitu celého systému (Trouw et al. 2005; Vernon et al. 2004).

8

3. REKRYSTALIZACE Procesy rekrystalizace probíhají na základě změn fyzikálních a chemických parametrů horniny, tzn. změna velikosti a tvaru krystalových zrn, někdy i jejich orientace (působil-li současně tlak), za vzniku charakteristických rekrystalizačních struktur. K rekrystalizaci dochází nejčastěji za příspěvku regionálního napětí (dynamická rekrystalizace) nebo bez (statická rekrystalizace). Nejdůležitějšími fyzikálními parametry jsou teplota, tlak, rychlost deformace a změna chemického složení (Trouw et al. 2005; Vernon et al. 2004). Rekrystalizační procesy jsou dalším deformačním mechanismem, který se podílí na snížení dislokační hustoty v deformovaném krystalu (Stipp et al 2002). Dochází k efektivní reorganizaci materiálu (agregáty více postižené dislokacemi jsou zatlačovány méně porušenými). Hlavní evidencí pro přítomnost rekrystalizace jako hlavního deformačního mechanismu je: (i) částečně rekrystalovaná struktura s bimodální distribucí velikosti zrn s charakteristickým výskytem rovnocenných zrn mezi zrny velkými a přítomností undulózního zhášení. (ii) kompletně rekrystalovaná struktura, která se vyznačuje výskytem agregátů rovnocenných velikostí a charakteru se silnou mřížkovou přednostní orientací (Trouw et al. 2005; Vernon et al. 2004).

3.1. Statická rekrystalizace Ke statické rekrystalizaci dochází v důsledku zpomalení nebo zastavení rychlosti deformace. Po zastavení/zpomalení deformace obsahují krystaly deformační spletě. Během statické rekrystalizace jsou nestabilní minerální fáze nahrazovány stabilními, hranice jednotlivých zrn získávají subhedrální až euhedrální tvar a patrné spletě dislokací jsou vlivem obnovy přesouvány do tenkých pásků (Obr. 4) (Trouw et al. 2005; Vernon et al. 1986; Vernon et al. 2004). Statická rekrystalizace se projevuje přítomností pravidelných nebo lehce zakřivených hranic jednotlivých subzrn, bez výrazné přednostní prostorové orientace a indikací deformace krystalové mřízky (např. undulózní zhášení). Původní deformační stavba horniny zůstává zachována v případě, že teplota horniny byla po snížení rychlosti deformace relativně nízká nebo pokud bylo přítomno jen málo volné vody. V případě že teplota rekrystalované horniny zůstává dostatečně vysoká a podél hranic zrn se vyskytuje dostatek fluidní fáze je i během procesu statické rekrystalizace v iniciálních fázích umožněna aktivace deformačního mechanismu migrace hranic zrn (GBM) nebo redukce hranic zrn (GBAR) (Trouw et al. 2005). Projevem statické rekrystalizace je přítomnost subzrn s rovnými nebo hladce 9

zakřivenými hranicemi, které vykazují absenci undulózního zhášení a dalších dokladů interní deformace krystalové mřížky. Ve staticky rekrystalované stavbě je často možné pozorovat relikty původních deformačních struktur (Trouw et al. 2005; Vernon et al. 1986; Vernon et al. 2004).

3.2 Dynamická rekrystalizace K dynamické rekrystalizaci dochází v aktivním

deformačním

režimu

(za

příspěvku orientovaného napětí). Během dynamické

rekrystalizace

dochází

ke

změnám ve velikosti jednotlivých zrn (subzrn), prostorové

jejich

tvaru

orientaci.

a

přednostní

Rekrystalizační

procesy často probíhají bez výrazných změn

v celkovém chemismu

horniny.

(Vernon et al. 2004; Trouw et al. 2005). Pro dynamickou rekrystalizaci je typická

Obr. 5. Schématické znázornění tří hlavních typů dynamické rekrystalizace, jimiž jsou bulging, subgrain rotation a grain boundary migration (Trouw et al. 2005)

přítomnost deformačních pásků, skupin a dislokačních substruktur a mezi její projevy patří ostré hranice mezi porfyroklasty. Nově rekrystalovaná zrna jsou na rozdíl od starších zrn deformována velmi mírně nebo vůbec, což nám pomáhá v rozlišení dynamické rekrystalizace od statické. (White et al. 1977). V rámci procesu dynamické rekrystalizace se v závislosti na teplotním režimu a rychlosti deformace vymezují tři její základní typy: (i) bulging (vydouvání), (ii) subgrain rotation (rotace subzrn) a (iii) grain boundary migration (migrace hranin zrn) (Obr. 5). Rekrystalizace nezahrnuje tvorbu nových minerálů nicméně mezi starým a novým zrnem mohou být rozdíly ve složení, například u minerálů se složitějším chemickým složením.

Tvorba

nových

minerálů

s odlišným

chemickým

složením

se

nazývá

neorekrystalizace a vzniká tam, kde migrace hranic separuje různé minerály. (Vernon et al. 2004; Trouw et al. 2005).

10

3.2.1. Bulging Proces bulgingu (bulging recrystalization; BLG; vydouvání) bývá známý jako nízko teplotní migrace hranic zrn. Proces BLG je způsoben

nerovnováhou

v hustotě

dislokaci na hranici sousedících zrn. Dochází k částečnému pohybu hranic zrn a jejich vydouvání do okolních krystalů s nižší dislokační hustotou. Zbytky starších zrn

jsou

pak

obklopovány

nově

rekrystalizovanými zrny, což je známe jako „core and mantle structure“ (Stipp et.

Obr. 6. Relikty starých křemenných zrn téměř kompletně nahrazené novými zrny během bulgingu (Trouw et al. 2005)

al. 2002). Výsledné struktury pak mohou být separovány od původního zrna a vytvořit tak relativně malá nedeformovaná zrna. V závislosti na teplotních podmínkách se BLG začíná projevovat podél hranic zrn a minoritně podél trhlin při teplotách okolo 300°C. S narůstající teplotou jsou projevy BLG stále patrnější a při teplotě kolem 400°C výrazně narůstá oproti předchozím případům počet rekrystalovaných zrn a BLG se stává dominantním procesem (Trouw et al. 2005; Vernon et al. 2004). V rámci BLG rekrystalizace můžeme vymezit několik modelů. Prvním modelovým případem je vznik vydutiny pouze za přispění procesů BLG rekrystaliace a její následná separace vedoucí ke vzniku tlaku prostého zrna je způsobena mikrofrakturací. Další možností je, že vydutina prodělá progresivní SGR rekrystalizaci, která způsobí separaci vydutiny v důsledku migrace a propojení hranic subzrn, a tudíž separaci nového zrna. Dalším případem může být migrace nových hranic vydutiny do starého zrna, za vzniku nového zrna. Nové hranice vybouleniny migrují do starého zrna. Posledním případem je vydutí subzrna na hranici deformovaného zrna do sousedního zrna (Stünitz and Heilbronner and Schmidt et al. 2002). Intrakrystalinní deformace bývají v případě bulgingu minoritní záležitostí (Trouw et al. 2005; Vernon et al. 2004).

11

3.2.2. Rotace subzrn (subgrain rotation recrystalization; SGR) Jedná se o specifický deformační proces dynamické rekrystalizace, během něhož nově rekrystalované minerální agregáty mění svou původní krystalovou orientaci (Obr.

7)

(Hirth

and

Tullis,

1992).

Vyskytuje se za vyšších teplot než BLG (pohybují

se

od

440°C

do

510°C,

plus/mínus 30°C) a mechanismus SGR chronologicky

navazuje

na

BLG. Obr. 7. Typická stavba dynamicky rekrystalovaného K procesu SGR dochází v případě, kdy křemene procesem subgrain rotation. Zrna sledují slabou přednostní orientaci, jež definuje foliaci horniny (Trouw

jsou dislokace schopny pohybu (šplhání) et al. 2005)

z jedné mřížky do vedlejší. Z těchto příčin se úhel mezi krystalovou mřížku v obou směrech hranic subzrn zvětšuje do té míry, že agregát přestane být klasifikován jako původní. Starší zrna mají tendenci být duktilně deformována a elongována (evidence nárůstu anizotropie horniny). Jednotlivé hranice zrn jsou během aktivity SGR velmi efektivně narovnávány a rostou objemové proporce dílčích agregátů. Dále se u krystalů objevuje struktura „kůry a pláště“ a rybonové struktury, zvyšuje se přednostní prostorová orientace mřížky jednotlivých subzrn (Vernon et al. 2004). V rámci zóny SGR rekrystalizace jsou porfyroklasty vždy přetvořeny na páskovaná zrna, rekrystalovaná zrna stejné velikosti, jsou uspořádána do vrstev šikmo nebo subparalelně k původní foliaci a jejich tvary jsou více anizotropní než uvnitř BLG zóny. Subzrna mají přibližně stejnou velikost jako rekrystalovaná zrna, ale vlivem heterogenního tlaku může docházet k jejich mírné reorientaci. V přechodné fázi mezi BLG a SGR nepravidelně roste velikost zrn a ve srovnání s BLG produkuje SGR relativně rovné hranice porfyroklastů. Mezi projevy SGR rekrystalizace patří hranice subzrn laterálně procházející hranicemi zrn a pozvolný přechod agregátů subzrn do novotvořených agregátů zrn o zhruba stejné velikosti. (Trouw et al. 2005; Vernon et al. 2004).

12

3.2.3. Vysokoteplotní migrace hranic zrn (H-T Grain Boundary Migration; GBM) Rekrystalizační proces GBM bývá aktivní zejména za vyšších teplot, za podmínek kdy rapidně vzrůstá mobilita hranic zrn (Lloyd and Freeman, 1991). GBM se vyznačuje

růstem

krystalu

s menší

hustotou dislokací na úkor sousedního krystalu s větší hustotou dislokací. Tento růst probíhá podél hranic zrna s větší hustotou dislokací, kde dochází snadněji k jejich

přemístění

sousedního

zrna.

a

tudíž

V podstatě

k

růstu

Obr. 8. Silně prohnuté hranice křemene a živce prozrazují projevy GBM rekrystalizace (Trouw et al. 2005)

dochází

k uvolnění elastického napětí nahromaděného vlivem dislokací, a zrno s větším napětím je konzumováno svým sousedem. V rámci výměny materiálu mezi zrny může dojít k jejich mírné reorientaci, což je obvyklý jev doprovázející GBM. Rekrystalizační procesy jsou významně podporovány přítomností fluidní fáze na hranicích jednotlivých zrn (Vernon et al. 2004; Urai, Means & Lister et al. 1986; Lloyd et al. 1993). GBM rekrystalizace se zejména projevuje za relativně vysokých teplot v amfibolitové facii. Tento proces se stává dominantním při teplotách okolo 500°C až 550°C, kdy mají zrna nepravidelnou velikost, tvar a hranice. Při teplotě mezi 550°C a 700°C dochází k progresivnímu růstu velikosti rekrystalovaných zrn a při teplotách nad 630°C se vyvíjí „šachovnicové zhášení“ (Stipp and Stünitz and Heilbronne and Schmidt et al. 2002). Růst rekrystalovaných zrn v zóně GBM je ve srovnání s SGR zónou progresivnější a zrna mohou dosahovat velikosti dokonce několik milimetrů. Rychlost GBM je ovlivnitelná krystalografickou charakteristikou přiléhajícího zrna, strukturou hranic zrn a teplotou. Mezi hlavní projevy GBM patří vysoce nepravidelné hranice zrn a nepřítomnost reliktů porfyroklastů (Obr. 8). GBM je charakterizována zrny se silně variabilní hustotou dislokací, na rozdíl od SGR procesů, kde je hustota dislokací v rámci zrn velice podobná (Trouw et al. 2005; Lloyd et al. 1993). Dalším znakem je tzv. pinning windows, kdy se jedná o proces migrace hranic zrna volným prostorem mezi zrny slídy s jejich následným vydutím (Trouw et al. 2005). Základní rozdíl mezi SGR a GBM rekrystalizací je v chování jednotlivých porfyroklastů. V rámci SGR rekrystalizace bude krystalografická orientace nových zrn závislá na krystalografické orientaci jejich

13

hostitelského zrna, na rozdíl od GBM rekrystalizace, kdy je krystalografická orientace kontrolována hranicemi sousedních zrn (Lloyd et al. 1993).

4. CHARAKTER DEFORMACE A MIKROSTRUKTURY MINERÁLNÍCH FÁZÍ 4.1. Křemen Deformační chování křemene je ovlivněno obsahem fluidní fáze, která může mít vliv na jeho pevnost nebo aktivaci dislokačních skluzových systémů. Ve velmi nízkých metamorfních podmínkách (pod 300°C) jsou u křemene dominantními deformačními mechanismy kataklastický tok a tlakové rozpouštění. Charakteristickými projevy jsou frakturace zrn, undulózní zhášení a projevy tlakového rozpouštění a přemístění materiálu, někdy ve formě žilek (Tab. 1) (Trouw et al. 2005). V nízkých metamorfních podmínkách (300 – 400°C) se stává dominantním mechanismem dislokační kríp a dislokační skluzy, hlavně na bazální skluzové ploše. Charakteristickými strukturami je „rozsáhlé“ undulózní zhášení a deformační páskování. V těchto podmínkách se začíná projevovat mechanismus BLG, zejména podél mikrofraktur a okrajů zrn. Okolo teplot 350°C projevy BLG narůstají a po 400°C se BLG stává dominantním rekrystalizačním procesem (Tab. 1) (Trouw et al. 2005). Ve středních až vysokých metamorfních podmínkách (400 – 700°C) je dominantním mechanismem dislokační kríp a SGR. Charakteristické jsou v tomto případě zotavovací a rekrystalizační struktury.

V menším rozsahu

se

může

uplatňovat

i tlakové rozpouštění.

Podle

experimentálních indikací se se zvyšující se teplotou mění rekrystalizační mechanismus z dominantní SGR rekrystalizace na kombinaci SGR a GBM rekrystalizace. SGR rekrystalizace se uplatňuje hlavně mezi 490°C do 560°C, poté nastává kombinace s GBM (Tab. 1). GBM se stává dominantním rekrystalizačním mechanismem od teplot 560°C. Zrna mají nepravidelný tvar, velikost a hranice, což je způsobeno právě progresivní migrací hranic. Od 650°C výše začíná u zrn převládat amoeboidní tvar a obsahují hojné množství mikrofrakturací. (Trouw et al. 2005). Nad 700 až 800°C se stává dominantní prizmatický skluz. V těchto metamorfních podmínkách dochází často k procesu sekundárního růstu zrn (secondary grain growth) způsobeným vlivem aktivity GBAR. Tento stav vede ke vzniku ojedinělých

nepravidelných

amoeboidních

tvarů

a

případně

k tlakům-prostým

monominerálním křemenným pruhům (Tab. 1). Deformační chování křemene je podmíněno nejen teplotou, ale i diferenciálním tlakem, přítomností vody v krystalové mřížce a podél

14

hranic zrn a rychlostí deformace. S rostoucím diferenciálním tlakem se může aktivovat více kluzných systémů. (Trouw et al. 2005; Vernon et al. 2004).

TEPLOTA

PROCESY

PROJEVY

Pod 300°C

Kataklastický tok (křehká deformace) a tlakové rozpouštění

Mikrofrakturace, lokalizované undulózní zhášení, projevy tlakového rozpouštění a transferu materiálu

300-400°C

Dislokační kríp a převažující BLG v teplotách okolo 400°C

Rozsáhlé undulózní zhášení a deformační páskování. Elongovaný tvar zrn, mikrofrakturace.

400-560°C

Dislokační kríp a SGR Silně zploštělé krystaly a zotavovací rekrystalizace, ± tlakové rozpouštění struktury. Obdobná velikost původních a nových zrn.

560-700°C

Kombinace SGR a GBM rekrystalizace, která s rostoucí teplotou přechází do GBM

Nepravidelné tvary zrn, velikosti a hranice. Améboidní tvary mikrofrakturace. Při vyšších teplotách šachovnicové zhášení

700-800°C

GBAR, Prizmatický skluz

Nepravidelné améboidní tvary a tlaku-prosté, monominerální křemenné pásky

Tab.1 (Trouw et al. 2005; Stünitz and Heilbronne and Schmidt et al. 2002; Vernon et al. 2004; Stünitz and Fitz and Gerald et al.1993).

4.2. Živce Chování živců vápenato-alkalického složení (plagioklasů) a draselných živců (ortoklas) během deformace je závislé na metamorfních podmínkách a je výrazně obdobné. Většina deformačních procesů u probíhá shodným způsobem (Trouw et.al. 2005). Ve velmi nízkých metamorfních stupních (pod 300°C) se živce deformují především křehkou frakturací. Charakteristické struktury ve výsledném kataklazitu jsou angulární zrna se širokou škálou velikostí. Fragmenty zrn ukazují na velmi silnou intrakrystalinní deformaci, zahrnující frakturaci zrn a dvojčatění. Jsou zde subzrna s nejasnými hranicemi a undulózním zhášením. V plagioklasech je v těchto podmínkách důležité deformační dvojčatěním albitu a periklínu (Tab. 2) (Trouw et al. 2005). V nízkých metamorfních stupních (300 – 400°C) se živce stále deformují hlavně interní mikrofrakturací, ale malou roli zde hraje i dislokační skluz. Na ostrých hranicích můžou být přítomna zúžená deformační dvojčata, zahnutá dvojčata, undulózní zhášení, deformační skupiny s ostrými hranicemi a kinky. V K-živci mohou být 15

přítomny perthity (albitové pásky v K-živci) (Tab. 2) (Trouw et al. 2005; Vernon et al. 2004). V nízkých až středních metamorfních stupních (400 – 500°C) se dostává do iniciální fáze dislokační šplh a projevuje se rekrystalizace hlavně podél okrajů zrn živce, která je důležitá pro nukleaci a růst nových zrn. Uvnitř živcových jader se mohou vyskytovat typické jádro/plášť mikrostruktury a střižné mikrozóny. Vyskytují se zde první projevy GBM, chybí zde přednostní prostorová orientace a dochází k homogennímu mísení zrn živce a ostatních minerálů v jemnozrnných agregátech (Tab. 2) (Trouw et al. 2005, Vernon et al 2004). Směrem do vyšších teplot ubývá případů deformačního dvojčatění a podél hranic K-živcvých porfyroklastů se objevují hojně myrmekity, ale i perthity. Za středních teplot (500-600°C) dochází k růstu nových zrn a dislokačnímu šplhu. Hlavním deformačním mechanismem je dále BLG. V jemnozrnných agregátech s ostrými hranicemi se vyvíjí typická struktura kůry a pláště. Projevuje se zde SGR i GBM rekrystalizace a mikrostruktury typu jádro/plášť, ale hranice mezi jádrem a pláštěm jsou méně zřetelné než při nižších teplotách. Chybí perthity a k frakturaci zrn dochází jen minoritně (Trouw et al. 2005). S nárůstem teploty se stává deformační dvojčatění již méně běžné. Na hranicích K-živce dochází k růstu myrmekitu a objevují se plamínkové perthity. Při teplotách nad 600°C bývá plagioklas již téměř kompletně rekrystalován. Z deformačních mechanismů převažuje SGR. V teplotách nad 850°C dochází za přítomnosti taveniny k aktivitě GBM (Trouw et al. 2005).

16

TEPLOTA

PROCESY

PROJEVY

Pod 300°C

Křehká frakturace a kataklastický tok

Angulární zrna s širokou škálou velikostí, deformační dvojčatění, subzrna s nejasnými hranicemi, undulózní zhášení. V plg deformační dvojčatní albitu a periklínu

300-400°C

Interní mikrofrakturace a ±dislokační skluz

Undulózní zhášení, deformační skupiny s ostrými hranicemi, kinky, dvojčatění a pertitické odmíšeniny.

400-500°C

Dislokační šplh a první projevy rekrystalizace, dominantně GBM

Jádro/plášť mikrostruktury, subzrna, polygonální zrna podobné velikosti, mikrofrakturační struktury, myrmekity, chybí přednostní prostorová orientace a dochází k homogenímu mísení zrn živce a jiných minerálů

Nad 500°C

Dislokační šplh, GBM ± SGR, zotavení

Chybí pertity a mikrofrakturace zrn je spíše výjimečná. Jádro/plášť mikrostruktury, ale s méně zřetelným přechodem

Tab.2 (Trouw et al. 2005; Stünitz and Heilbronne and Schmidt et al. 2002; Vernon et al. 2004; Stünitz and Fitz and Gerald et al.1993).

17

4.3 Slídy Slídy se deformují převážně skluzem za aktivity deformačních mechanismů jako je tlakové rozpouštění, frakturace a dynamická rekrystalizace GBM. Mezi charakteristické mikrostruktury slíd patří mikrofrakturace zrn, undulózní zhášení, kinky a prohyby. Kinkové a prohybové struktury

jsou

zprohýbání

se

ve

slídách

vyskytuje

běžné, zejména

v okrajových částech agregátů, tlakové

Obr. 9. Čtyři typy mikrostruktur, jež indikují směr pohybu migrujících hranic zrn během GBM rekrystalizace (Trouw et al. 2005)

rozpouštění nebo kinky pak v jádře deformovaného krystalu. Frakturace jsou obvykle spojeny s vychýlením bazální plochy, což vede k „válcovitým“ a „čočkovitě protaženým“ tvarům zrn. Za nižších

teplot

se

biotit

deformuje

duktilně (250°C) a směrem do vyšších teplot se začíná postupně projevovat GBM rekrystalizace (Tab. 3). Muskovit je vůči deformaci mírně odolnější než

Obr. 10. Pinningová mikrostruktura mezi zrnem křemene a slídy ( Trouw et al. 2005)

biotit (Trouw et al. 2005). Mezi základní mikrostrukturní projevy slíd patří struktury „pinning windows“ a „dragging mikrostructure“ (Obr. 9) (Jessel et al. 1987). „Pinning windows microstructure“ se nejčastěji tvoří mezi dvěma zrny muskovitu ležícími v tenkém pásu na jedné přímce. Mezi krystaly je volný prostor a kolem se nacházejí zrna křemene. Do mezery mezi zrny muskovitu se vlivem bulgingu vyboulí jedno z okolních zrn křemene a vznikne „pinning windows“ mikrostruktura (Obr. 10). Dragging mikrostruktura se podobá pinning mikrostruktuře, ale způsobuje ostrý úhel mezi hranicemi křemene a slídou (Jessel et al.1987).

18

METAMORFNÍ STUPEŇ

PROCESY

PROJEVY

Nízký

Slída se deformuje pouze za přispění Tlakové rozpouštění, fakturace, skluzových systémů undulózní zhášení, kinky a prohyby, biotit se chová duktilně už nad 250°C

Střední

Začíná se projevovat GBM rekrystalizace

Přednostní prostorová orientace, protáhlá zrna

Vysoký

Dominantně GBM rekrystalizace

Pinning, Pinning windows, Dragging, čočkovitě protáhlá a zůžená zrna muskovitu (fish shape), výrazná přednostní prostorová orientace

Tab.3 (Trouw et al. 2005; Stünitz and Heilbronne and Schmidt et al. 2002; Vernon et al. 2004; Stünitz and Fitz and Gerald et al.1993).

4.4 Deformační procesy v křemen – živcových horninách Charakter deformace je u těchto hornin závislý na metamorfních podmínkách (Trouw et. Al. 2005). Za nízkých teplot se křemen

i

živec

deformují

křehce

(Obr.11), přičemž živce za identických podmínek vykazují nižší odolnost, což je pravděpodobně

způsobeno

tím,

že

živcová zrna mají puklinové plochy, které výrazně redukují jejich pevnost (Trouw et al. 2005). S nárůstem teploty postupně

Obr.11 Deformační chování křemen – živcových agregátů s hloubkou (Trouw et al. 2005)

dochází k aktivitě dislokačního krípu u křemene, živec stále deformován křehce. Objevuje se zde pevnostní kontrast a křemen se stává slabším (měkčím) minerálem. Na živcových agregátech pozorujeme mikrostrukturní vývoj jádro/plášť, přičemž mikrostruktury jádra vykazují hojný výskyt křehké deformace a nepravidelné undulózní zhášení. Ze středních do vysokých metamorfních stupňů se křemen a živec deformují dislokačním krípem podporovaným difůzí a rekrystalizací. Oba minerály, křemen i živec mají formu monominerálních a polyminerálních pásků, dávající hornině páskovaný vzhled (Obr.11). Oba mají ve starých jádrech subzrna, která postupně přecházejí z jádra do rekrystalizovaného pláště. Křemen i živec vykazují stejnou deformační intenzitu a jsou mezi nimi jen malé 19

kontrasty v pevnosti (Trouw et al. 2005). Ve vysokých stupních metamorfózy jsou hranice zrn mezi křemenem a živcem většinou silně zakřivené, s lalokovitým, hrotovitým a dokonce amoeboidním tvarem. Tato geometrie může být způsobena deformací ve vysokých metamorfních podmínkách, možná s difůzním materiálem přemístěným jako Coble nebo Nabarro-Herring kríp nebo vysráženým z roztoku (Vernon et al. 2004). Jedním z charakteristických rozdílů v chování živce a křemene za vysokých metamorfních stupňů je vývoj jádro/plášťových struktur v živcích a homogenější deformace v křemeni. Je to důsledek rozdílných deformačních mechanismů. V živcích je hlavním deformačním mechanismem GBM rekrystalizace podporovaná dislokačním krípem. Nově produkovaná zrna živce se nacházejí mimo dislokace a jsou relativně „měkká“ a GBM je může snadněji nahradit novými zrny. Ve výsledku je plášť rekrystalizovaných živcových zrn obklopující jádra živců mnohem „měkčí“ a deformace je koncentrovaná v plášti, který roste na úkor progresivně se zmenšujícího jádra. V křemeni je dislokační kríp podmíněný dislokačním šplhem a SGR rekrystalizací. Nová zrna mají stejnou hustotu dislokací stejně jako stará subzrna a nové agregáty mají stejnou pevnost jako stará zrna. Následně se nevyvíjejí žádná jádra a pláště a křemen se deformuje relativně homogenně (Trouw et al. 2005; Vernon et al. 2004).

20

5. ÚVOD – GEOLOGICKÝ VÝVOJ STUDOVANÉ OBLASTI Variské procesy

tektonometamorfní (subdukce

Rheické

oceánské kůry a následná kolize krustálních celků – Gondwany, Armorických desek a Avalonie (~380-290 Ma) byly klíčovou událostí při tvorbě rozsáhlého orogenního pásma, které dnes v reliktech vystupuje na povrch v západní

a

střední

Evropě

(Franke et. al. 2000; Schulmann et.

al.

2009).

Obr. 12. Schématická geologická mapa České republiky (Kachlík,

V rámci V.: Geologický vývoj území České republiky, Surao, Praha, 2003)

nejvýchodněji položeného reliktu tohoto typu kompresního orogenu – Českém masívu, jež je segmentem kontinentální kůry Gondwany na J a Laurussie na S, vystupují dílčí litotektonické jednotky odlišného složení, stáří a geodynamického vývoje. Jedná se o (Franke et. al. 2000; Schulmann et. al. 2005): (i) Saxothuringikum (sasko-durynská a západosudetská oblast): je situováno v západní a severní části Českého masívu (Obr. 12). Jednotka je v klasickém pojetí samostatnou zónou mezi rhenohercinikem na SZ a moldanubikem na JV. Saxothuringikum se vyznačuje přítomností paraautochtoních hornin kadomského fundamentu (granitoidy prevariského stáří), metamorfovaných metasedimentárních komplexů (poměrně kompletní sledy protolitu stáří kambrium až spodní devon) s přítomností vysokotlakých komplexů v allochtonní pozici. Hlavní deformace a metamorfóza, která vtiskla hlavní rysy dnešní geologické stavby, se pak odehrála během spodního karbonu (~340Ma). Z pohledu deskové tektoniky je saxothuringikum samostatný fragment (mikrokontinent), který byl součástí armorické skupiny mikrokontinentů, která se během kambria a ordoviku odtrhla od mateřské Gondwany a zahájila postupný drift k severu do předpolí Laurussie. V rámci ČM se saxothuringikum člení na dvě oblasti: (i) oblast krušnohorskou a (ii) západní sudety (lugikum) oddělené

pravostrannou

střižnou

zónou

(labským

lineamentem);

(ii)

Tepelsko-

Barrandienská oblast (středočeská oblast; TBO): se nachází v centru Českého Masivu (Obr. 12), přičemž je na SZ odděleno tepelskou suturou a na JV patrně suturou gfohlskou. Jedná se o svrchní části nemetamorfované nebo slabě metamorfované zemské kůry: (i) zachovaný fragment kadomského orogenu (proterozoické stáří) ve střední Evropě a (ii) na něm 21

diskordantně uložené sedimentární sekvence spodního paleozoika (kambrium – devon). TBO zaujímá centrální pozici v rámci ČM a lze ho dále členit na další menší jednotky (například: paleozoikum barrandienu, domažlické a tepelské krystalinikum atd.); (iii) Moldanubikum: jako moldanubikum označujeme komplex většinou silně metamorfovaných hlubinných hornin považovaných za kořenovou zónu variského orogenu, které tvoří převážnou jižní a západní část Českého masívu (Obr. 12). Z hlediska litologie se u nás moldanubikum člení na tři mírně odlišné jednotky: (i) monotónní, (ii) pestrou a (iii) gföhlskou skupinu. Procesy vývoje této domény byly spojeny s intenzivní magmatickou aktivitou; (iv) Moravosilezikum: rozkládá se na východ od Lugodanubického nasunutí ve východní části Českého masívu (Obr. 12). Moravosilezikum je složeno z kadomského fundanentu (tvořeného granitoidy brunovistulika prevariského stáří), varisky deformovanými sedimentárními sekvencemi spodního paleozoika a neporušeného platformního pokryvu. Slabá metamorfóza zde narůstá směrem k západu. Moravosilezikum bylo původně jednotným blokem v avalonsko-kadomském orogénu při severním okraji Gondwany (Franke et. al. 2000; Schulmann et. al. 2009).

5.1. Moldanubikum (MZ) a jeho pozice v rámci SV V Moldanubiku, jež je nejvýchodnější součástí moldanubické zóny variských internid se v rámci litotektonického členění vymezují jednotky (i) Drosendorfská, jež v ČM zahrnuje monotónní a pestrou skupinu a (ii) Gföhlská. Monotónní a pestrá skupina (Obr.13) se významně liší v přítomnosti pestrých vložek, kterými jsou například amfibolity, kvarcity, karbonáty a dále přítomností vysokotlakých hornin. Horninou, jež převážně buduje monotónní skupinu je biotitická až biotit – cordieritická pararula, která v pestré skupině přechází do biotit-sillimanitické pararuly s granáty (Franke et.al. 2000, Kachlík et.al. 1999). Metamorfní podmínky Drosendorfské jednotky činí 640 – 720°C při tlacích 0,3 – 0,6 Gpa (Franke et.al 2000). Stáří krystalizace protolitu je zde velmi variabilní. Izotopickým datováním detritických zirkonů hornin drosendorfské skupiny v SZ části MO metodou U/Pb bylo dosaženo výsledků ~2,6-2,5 Ga, ~2,0 Ga, ~1,1-1,0 Ga a ~600 Ma (Gebauer et.al. 1994). Dominantní metamorfní event postihl drosendorfskou skupinu v čase ~335 Ma, což potvrzuje datování amfibolitů metodou Ar/Ar s výsledky ~328,7±3,3 Ma a datování Doberské ortoruly na monazitu s výsledkem ~332±2 Ma a ~336±3 Ma (Franke et. al. 2000). Gföhlská jednotka, strukturně nejvyšší jednotka moldanubika se vyznačuje přítomností HP-HT plášťových hornin (eklogitů, peridotitů), které jsou uzavírány uvnitř migmatitů, migmatitizovaných pararul, 22

ortorul a granulitů, jež jsou dominantními horninami gföhlské jednotky (Franke & Weber et. al. 1995). Stáří krystalizace protolitu bylo datováno metodou U/Pb na zirkonu s výsledkem ~428±6 Ma a stáří vrcholných metamorfních procesů bylo metodou Sm/Nd odatováno na granátu a omfacitu v eklogitech s výsledkem ~342±9 Ma a 323±7 Ma. Odhadované P-T podmínky vrcholu metamorfních procesů jsou 950-1050°C a 1,4-2,0GPa (Franke et. al 2000). V rámci moldanubika je mapována celá řada těles ortorul a metagranitů, jejichž vznik často souvisí s magmatickou aktivitou během kambria a ordoviku. Například magmatické stáří ortorul u Hluboké nad Vltavou bylo určeno na 508±7 Ma (Vrána & Kröner 1995), těleso Blanické ortoruly bylo datováno na 460±10 Ma (Rajlich et al. 1992). Zároveň se v moldanubiku vyskytují ortoruly, které jsou podstatně mladší a to variského stáří (Franke et. al 2000).

5.2. Tektonometamorfní vývoj MZ Obr. 13. Schématická mapa

Moldanubické

zóny

s vyznačenou

lokalizací: a.) Bechyňské ortoruly; b.) Blanické ortoruly; c.) Choustnické ortoruly; d.) Hlubocké ortoruly (Kachlík, V.: Geologický vývoj území České republiky, Surao, Praha, 2003)

Geodynamický vývoj moldanubika (interní kořenová doména v polyfázovém HT-HP a HTLP vývoji) je spojen s řešením vztahů jednotek odlišné litologie, stáří a záznamu tektonometamorfního vývoje (Schulmann et al 2005). V současné době je hojně diskutována představa tektonometamorfního vývoje oblasti, kdy v čase ~360-340 Ma dochází k ztluštění orogenního kořene (prográdní metamorfní vývoj dílčích jedotek). Následuje velmi rychlá exhumace spodně a středně korových hornin což je spojeno s jejich duktilní deformací 23

(superpozice plochých staveb) v čase okolo ~340-335 Ma. V centrální části moldanubika a v oblasti bavorského moldanubika došlo v čase ~329-327 Ma k eventu rozsáhlé anatexe v součinnosti se vznikem moldanubického plutonického komplexu, kdy v rámci kolapsu variského orosenu docházelo i k průniku plášťových tavenin. V následujících fázích vývoje (~335-325 Ma) dochází k transpresní tektonice podél hranice s jednotkou brunovistulika a synchronní transtenzní deformaci v “labských” směrech (Franke et. al 2000, Schulmann et al 2005). Z hlediska magmatické aktivity docházelo v průběhu variských orogenních procesů v hlubších částech kontinentální kůry Českého masivu k vmístění a krystalizaci velkého množství granitoidních plutonů. Produkty variské magmatické aktivity se dělí do základních genetických skupin (Holub et al. 1995; Finger et al. 1997): (i) 370–340 Ma – tonality a granodiority I-typu, které se často vyskytují v asociaci s diority a gabry. Jejich geneze je spojena se vznikem a vývojem vulkanických oblouků nad subdukčními zónami (např. středočeský plutonický komplex a produkty vápenatoalkalického magmatismu v tepelskobarrandienské oblasti); (ii) 340 Ma – spodnokarbonské deformované synorogenní granity S-typu v asociaci s migmatity; (iii) 342–335 Ma – hybridní plutonity s vysokým obsahem draslíku a hořčíku (tzv. durbachity); (iv) 340–310 Ma – produkty parciálního tavení metasedimentárních hornin, které představují nejrozsáhlejší skupinu variského magmatismu. Hlavním příkladem je moldanubický batholit v jižní části moldanubika; (v) 310–290 Ma – postkolizní metaluminické až slabě peraluminické, většinou jemno- nebo středně zrnnité tonality, granodiority a granity I-typu (Holub et al. 1995; Finger et al. 1997).

5.3. Ortoruly MZ (petrochemie, geochronologie, tektonická pozice) Nedílnou součástí a významným litologickým prvkem všech výše definovaných jednotek a litologických skupin Moldanubika jsou polohy křemen-živcových hornin nebo-li ortorul a metagranitů (Vrána et al. 1995). Tyto horniny mají převážně granitový protolit, jejich geneze byla spjata s různými geodynamickými a magmatickými eventy pre-variského vývojového období jednotky Českého masivu, převážně během neoproterozoika až spodního paleozoika (souhrn in Klomínský et al. 2010). Mezi hlavní periody odpovídající pre-variské magmatické aktivity patří závěrečné fáze kadomských orogenních procesů (660-540 Ma), procesy kambroordovického riftingu (490-470 Ma) a neovariské geodynamické procesy (390-350 Ma) (Franke et. al 2000, Linnemann et. al. 2000). Z důvodu intnezivního a polyfázového tektonometamorfního přetisku v období variských orogenních procesů mají tělesa těchto 24

hornin vůči okolním horninám výrazně modifikované vztahy, které jsou převážně definovány orientací regionální metamorfní stavby. Základní údaje o všech tělesech křemen-živcových hornin v moldanubiku dále uvádí přehledná tabulka (příloha 4). V souladu s tématem této bakalářské a navazující magisterské práce je níže uvedena podrobnější charakteristika těles Choustnické, Hlubocké, Bechyňské a Blanické ortoruly.

Choustnická ortorula V oblasti moldanubika Jižních Čech se v rámci monotónní skupiny mezi Táborem a Jindřichovým Hradcem nachází systém několika SV-JZ až V-Z výrazně protažených těles muskovit-biotitické ortoruly s turmalínem, v celkovém rozsahu ~18 km2, které jsou označovány jako „Choustnická ortorula“ (Rajlich et. al. 1992). Ortoruly jsou doprovázeny výskytem poloh vysokotlakých a ultramafických hornin (eklogitů a serpentinizovaných peridotitů). Tyto horniny vykazují určitou variabilitu ve svém složení a texturních vlastnostech. Jsou složeny

z křemene,

mikroklínu, albitu,

biotitu a muskovitu.

V akcesorickém množství dále obsahují turmalín, apatit, zirkon a běžné rudní minerály. Fenokrysty automorfního alkalického živce o rozměrech 1,5 x 3 cm jsou složené ze směsi jemnozrnného albitu a mikroklínu s výskytem perthitických odmíšenin ve více rekrystalovaných doménách. Křemen je v hornině patrný ve formě agregátů xenomorfního omezení o rozměrech 2-8 mm. Červenohnědý biotit o velikosti 2-5 mm tvoří různě orientované shluky, místy prorostlé muskovitem (Rajlich et al. 1992). Navzdory zmíněné texturní a strukturní variabilitě chemické složení těchto hornin ukazuje na homogenní minerální složení protolitu, kterým byl pravděpodobně alkalicko-živcový granit až syenogranit (Rajlich et al. 1992). Krystalizační stáří protolitu Choustnické ortoruly bylo na základě výsledků Rb/Sr datování určeno na ~489 ± 13 Ma, což odpovídá procesům kambroordovického

riftingu.

Podmínky

zaznamenané

regionální

metamorfózy

odpovídají

střední amfibolitové facii, hornina byla místy postižena intenzivní křehce – duktilní deformací (Rajlich et al. 1992).

25

Hlubocká ortorula V oblasti moldanubika Jižních Čech se v rámci monotónní skupiny mezi Hlubokou nad Vltavou a Dolním Bukovskem nachází několik nepravidelných těles muskovit-biotitické ortoruly s turmalínem na ploše ~15km2, jež jsou označovány jako „Hlubocká ortorula“ (Vrána and Kroner et al. 1995). Tato hornina má středně-zrnitou texturu a vykazuje zřetelnou deformační stavbu (foliaci a lineaci). Okolí tvoří převážně biotitická a sillimanit-biotitická pararula spolu s leukokratním migmatitem. Hlavními složkami této ortoruly jsou křemen a mikroklín, který je v rovnováze nebo v mírné převaze s albitem, biotitem (tvoří nízké obsahy), muskovitem a turmalínem. Místy tvoří K-živec až okatou texturu. Akcesorické minerály zde tvoří apatit a zirkon ± sillimanit. Jako vyrostlice zde můžeme najít turmalín, velikostně od několika mm až po 3 cm. Protolitem těchto ortorul je alkalicko-živcový granit, jehož stáří bylo na základě datování zirkonu metodou Pb/Pb určeno na ~508 ± 7 Ma. (Vrána et. al. 1990).

Bechyňská ortorula V oblasti moldanubika Středních Čech se v rámci monotónní skupiny mezi Smilovicemi a Haškovou Lhotou nachází S-J protažené těleso muskovit-biotitické ortoruly s plošným rozsahem ~20 km2, které je označováno jako „Bechyňská ortorula“ (Vrána et. al. 1989). Toto těleso má mírně obloukovitý průběh s poměrně uniformní orientací metamorfní foliace, která pod mírnými až středními úhly zapadá k ZJZ-ZSZ a průměrným úklonem 30°. Okolí těchto hornin tvoří především biotitická a sillimanit-biotitická pararula s variabilní mírou migmatitizace a leukokratní migmatit spolu s polohami eklogitických hornin. Mineralogicky ortorula obsahuje muskovit i biotit, s převahou biotitu. Charakteristickým znakem horniny je přítomnost shluků slíd o rozměru 2-3 mm, které jsou distribuovány téměř pravidelně v ploše metamorfní foliace. Hlavním minerálem horniny je K-živec a křemen. Minerály vykazují znaky plastické deformace, mají zřetelně asymetrický a protažený tvar. Plagioklasu je zde kvantitativně méně než K-živce. Převážně jde o albit s omezeným podílem anortitové složky (An03 až An05), místy však bazicita stoupá až na střední oligoklas, který se častěji vyskytuje v migmatitickém typu ortoruly. Mezi akcesorické minerály zde patří granát, turmalín, apatit, magnetit, silimanit, rutil, zirkon a vzácně také kyanit. Protolitem této horniny je alkalickoživcový leukogranit, jež byl datován metodou Rb/Sr na stáří ~550 Ma. (Vrána et. al. 1989) Migmatitické ortoruly zde vznikly vlivem zesílení anatektického procesu. V těchto místech se 26

pak hornina chová intruzivně, tvoří ostrý kontakt a prstovitě vniká do pararuly. V tomto případě jde o metamorfovaný migmatit, pravou anatektickou ortorulu. V místech s dostatečně vysokou parciální anatexí dochází k přetisku nebo silnému porušení původní textury horniny vzniká ortorula migmatitická. (Vrána et. al. 1989).

Blanická ortorula V oblasti moldanubika Jižních Čech se v rámci pestré skupiny mezi Louňovicemi pod Blaníkem a Miřeticemi nachází systém několika nepravidelných, generélně V-Z protažených těles muskovit-biotitické ortoruly o ploše ~8 km2, které jsou označovány jako „Blanická ortorula“ (Breiter et al. 2005). Okolí těchto těles tvoří muskovit-biotitická pararula spolu s biotitickou a sillimanit-biotitickou pararulou. Hlavními minerály horniny jsou plagioklas, draselný živec, muskovit a biotit (annit). Muskovitu je z obou slíd kvantitativně více. Biotitické ortoruly jsou obohaceny prvky Li, Rb, Cs, Zn a F a naopak ochuzeny prvky Ba, Be a V. Dále se zde nachází skoryly, které jsou relativně bohaté hliníkem a minoritní akcesorický minerál tvoří granáty, které bývají obohaceny fosforem (0,1-0,4% P2O5) (Breiter et al. 2005). Nejvíce frakciované typy leukokratních ortorul jsou obohaceny borem, fosforem a cínem. Z chemického hlediska je typické obohacení obou živců (K-živce a albitu) fosforem (Breiter et al. 2005). Blanická ortorula je chemicky homogenní, obsahy SiO2 kolísají v rozmezí 7275%. S rostoucím obsahem křemíku mírně klesá zastoupení Al, Fe a P, zatímco obsahy Na, K, Rb, Sr a Zr jsou téměř konstantní (Breiter et al. 2003). Protolitem této horniny je pravděpodobně alkalicko-živcový granit, odatovaný metodou Rb/Sr na ~470 Ma (Breiter et al. 2005, Franke & Weber 1995). Vznik hornin je spjat s tavením (meta)-sedimentárních hornin bohatých muskovitem za vzniku taveniny peraluminického složení obohacené borem. Následná frakcionace taveniny vedla k relativnímu obohacení fosforem a cínem. Nejsilněji frakciované ortoruly tvoří na dnešním povrchu pruh mezi Blaníkem a Přibislavicemi u Čáslavi (Breiter et al. 2005).

27

6. STRUKTURNÍ ANALÝZA VYBRANÝCH ORTORUL MZ 6.1. Výsledky terénní strukturní analýzy 6.1.1. Bechyňská ortorula Bechyňská

ortorula

tvoří

subhorizontálně

uložené

deskovité

těleso s mírným protažením ve směru S-J (Vrána et. al. 1989). Strukturní analýza

byla

provedena

ve

výchozových částech S-J profilu podél řeky Lužnice a podél jejího ZSZ přítoku - říčky Smutná (Obr. 26). Okolí Bechyňské ortoruly tvoří převážně pararuly a

migmatity.

Dominantní

strukturní stavbou tělesa Bechyňské ortoruly

je

metamorfní

foliace

charakteru deformačního páskování, která vykazuje poměrně uniformní orientaci (Obr. 15a, 16a). Jedná se o stavby, které upadají pod mírnými až středními

úhly

k ZJZ.

Průměrná

orientace foliačních ploch se pohybuje v rozmezí hodnot od 230/30 do 260/30 (Obr.16a). Směrem na sever dochází k mírné reorientaci foliačních stavby do ZSZ

směrů

a

zároveň

dochází

k ubývání prvků linece. Běžná foliace se zde pohybuje v honotách 295/25. V rámci

tohoto

tělesa

je

možné

Obr. 14. Schématická strukturní mapa tělesa Bechyňské ortoruly (bez kvartéru)

pozorovat dobře vyvinuté lineace charakteru protažení živcových a křemenných agregátů, které upadají pod mírnými úhly k JZ až JJZ (Obr. 17b,c). Orientace těchto lineací se pohybuje

28

v hodnotách 238/26 až 196/15. Indikátory

pohybu

v

paralelním

s

lineacemi

ukazují

řezu

měřenými na

poklesovou kinematiku. V tělese Bechyňské

ortoruly

byl

pozorován výrazný puklinový systém (Obr. 17d). Jedná se o dva

na

sebe

systémy

téměř

extenzních

kolmé puklin

(módu I.). Pukliny JV až VJV směru s průměrnými hodnotami 140/80, které jsou kvantitativně častější v J části ortorulového tělesa a místy na ně téměř kolmé pukliny ve směru SV (místy SSV až VSV) s průměrnými hodnotami 50/72 s odchylkami k SSV

i

VSV

(Obr.

16c).

V severnějších částech tělesa se místy vyskytují i pukliny ve směrové škále ZJZ až JJZ.

Obr. 15. Schématická geologická mapa – tělesoBechyňské ortoruly a okolí (www.geology.cz)

Tento systém však není dominantní. Ve většině případů se jedná o extenzní puklinový systém, který byl střižně reaktivován pouze v omezeném měřítku.

Obr. 16a.) Metamorfní stavba Bechyňské ortoruly (černě),; lineace charakteru protažení qtz-fsp agregátů (modře); osy izoklinálních vrás (červeně) ; b.) Metamorfní stavba okolních hornin; c.) Puklinový systém (všechny body jsou vyneseny jako póly ploch)

29

Obr. 17. – Terénní fotografie - těleso Bechyňské ortoruly a.) Metamorfní foliace charakteru deformačního a kompozičního páskování; b.) Výrazná metamorfní lineace charakteru lineárního protažení qtz-fsp agregátů na ploše foliace; c.) Detail lineace; d.) Systém extenzních puklin strmé orientace ve směru SZ-JV; e.) Sekreční křemen v ortorule; f.) Porfyroblasty sillimanitu v pararule, jejichž přednostní orientace je paralelní s průběhem metamorfní foliace

30

6.1.2 Blanická ortorula

Blanická ortorula tvoří ~35 km dlouhé

nesouvislé

deskovité

těleso, které zaujímá plochu 8 km2 a dělí se systémem SSVJJZ zlomů na několik dílčích segmentů

(obr.

18).

Její

geologické okolí tvoří převážně pararuly (Obr. 18) (Breiter et al. 2005). Mapované výchozy se nacházejí na vrchu Velký a Malý Blaník a v jejich blízkém okolí (Obr. 25). Ze strukturního hlediska zde můžeme pozorovat dva

systémy

reliktní

strmé

stavby, plochou foliaci, a místy i střední

přechod

mezi

nimi.

Nejmladší stavbu zde pak tvoří lokalizovaná střižná deformace a deformační zóny. Dominantní strukturní stavbou této oblasti jsou

foliace

charakteru

deformačního páskování strmé orientace, které byly variabilní Obr. 18. Schématická geologická mapa – těleso Blanické ortoruly a měrou refoliovány do formy okolí (www.geology.cz) k SZ mírně ukloněných planárních staveb (Obr. 20c). Reliktní strmá foliace vykazuje přednostně JV směr, přičemž její průměrné hodnoty se pohybují okolo 150/79 (Obr. 21a). Rozptyl hodnot je ale markantnější, než na téměř uniformních ploše foliovaných stavbách. Odchylky od tohoto trendu mají až JJV směr, místy i VJV směr, ale stále se dají řadit k JV systému strmé foliace. Na některých výchozech byl změřen i rozdílný systém strmé foliace, který má přibližně JZ směr a průměrné hodnoty 225/81 (Obr. 21a). Ploché foliační stavby zde drží trend SZ směru s průměrnou orientací 320/22 (Obr.21a). Na těchto stavbách je velmi 31

dobře vyvinutá lineace charakteru protažení křemen-živcových agregátů, jejíž hodnoty se pohybují okolo 272/21 (Obr.21a). Indikátory pohybu ukazují na násunovou kinematiku ve směru měřených lineací. Foliace v okolních horninách je téměř totožná s foliacemi ortoruly. V plochých stavbách se hodnoty pohybují okolo hodnot 310/30 a ve strmých stavbách (je jich zde podstatně méně než v ortorule) okolo hodnot 174/81. Podobné jsou v těchto okolních horninách i lineace, jež mají hodnoty kolem 262/24. Střižná zóna má hodnoty nejčastěji okolo 110/40, ale jsou zde i stavby s hodnotami 86/46 nebo 172/37 (Obr. 21b). Její generélní průběh ale drží SZ-JV směr se záznamem poklesové kinematiky. Lineaci charakteru protažení živcových a křemenných agregátů můžeme pozorovat i na plochách kliváže, což je nejlépe vidět v lůmku s orientačním bodem KK3 (Obr. 25). Její hodnoty se pohybují okolo 156/44. Ve foliačních plochách se často nacházejí krenulační vrásky spolu s relikty turmalínu (skorylu). Toto těleso je významně provrásněno. Měřené osní plochy Blanické ortoruly i okolní pararuly se pohybují v hodnotách kolem 230/22 až 260/20 (Obr. 21d). Shoda těchto měření nám potvrzuje, že oba typy hornin prošly stejným deformačním eventem. V puklinovém systému Blanické ortoruly dominují dva hlavní směry tenzních puklin módu I a několik jiných minoritních směrů upadajících od SZ po SV. Tyto dva dominantní systémy puklin se pohybují v hodnotách 240/70 a 135/80 (obr. 20e). Nedochází zde k reaktivaci tenzních puklin ve zlomové plochy a nebyly vymapovány žádné lineární prvky striace.

Obr. 19. Schématická strukturní mapa tělesa Blanické ortoruly (bez kvartéru)

32

Obr. 20. - Terénní fotografie - těleso Blanické ortoruly a.) Deformační stavba kompozičního páskování b.) Sekreční křemen v ortorule; c.) Reliktní strmá metamorfní stavba s průběhem do ploché stavby; d.) Strmá metamorfní stavba s náznakem přetisku do ploché stavby; e.) Refoliovaná reliktní strmá stavba do ploché metamorfní stavby; f.) Relikty turmalínu v izoklinální vrásové struktuře

33

Obr. 21a.) Metammorfní foliace (černě) a metamorfní lineace (modře) Blanické ortoruly; b.) Plochy kliváže Blanické ortoruly; c.) Metamorfní foliace (černě) a metamorfní lineace (modře) okolní pararuly; d.) Osni plochy pararuly a ortoruly; e.) Puklinový systém (všechny body jsou vyneseny jako póly ploch)

34

6.2. Mikrostrukturní analýza 6.3. Mikrostrukturní charakteristika deformačních staveb

6.3.1. Bechyňská ortorula

Hornina

je

středně-zrnitá

a

celková struktura je granoblastická s převážně

hypautomorfně

omezenými

zrny

a

homeoblastickou velikostí částic. Je zde vidět málo výraznou plošně paralelní texturu. Ze základních minerálů křemen,

obsahuje živec

hornina

(plagioklas

i

draselný) a podstatné množství biotitu (Obr. 22). Muskovit je v hornině

obsažen

pouze Obr. 24. Detail vzorku KK5 (Bechyňská ortorula) se zrny

v podřízeném množství. Poměrně křemene, živce, muskovitu a sillimanitu. Projevy GBM častým akcesorickým minerálem rekrystalizace

jsou zde zrna zirkonu. Po krajích nebo i vně (inkluze) poloh biotitu se místy nacházejí protáhlé polohy sillimanitu. Zrna lupenitého biotitu jsou zde protažené ve směru přednostní orientace, která zde ale není tak výrazná, protože zrna křemene a živců mikroskopicky žádnou výraznou přednostní orientaci nesledují. Můžeme zde v menší míře nalézt hypautomorfní zrna biotitu, která jsou vůči hlavnímu foliačnímu uspořádání mírně reorientovaná. Na těchto zrnech můžeme pozorovat dokonalou štěpnost. Dále jsou zde častější zrna xenomorfních, po foliaci protažených biotitů, která jsou místy lemovány polohami stejně protáhlých paprsčitých agregátů silimanitu. Velikost agregátů biotitu je zde velmi variabilní. Hypautomorfní agregáty mají velikost cca 0,7 x 0,4 mm. Ale nacházejí se zde i tence šupinkovité automorfní biotity o velikosti cca 0,2 x 0,03 mm. Všechny biotity jsou pleochroické. Pleochroické barvy jsou červenohnědé až nevýrazně nažloutlé. Většina biotitu zde má ale xenomorfní omezení. Na několika místech výbrusu lze nalézt i xenomorfní muskovit nepravidelného lupenitého tvaru. Převládajícím minerálem je zde nejčastěji xenomorfně omezený K-živec o nízkém reliéfu a 35

šedavých interferenčních barvách. Zháší undulózně. Místy v sobě uzavírá drobná hypautomorfní zrna biotitu. Stupeň zakalení je zde minimální a nepodléhá žádným významnějším přeměnám, i když po krajích některých zrn je patrný náznak sericitizace. Často obsahuje mikrofrakturace, které jsou místy vyplněny biotitem. Velikost zrn se pohybuje cca v rozmezí 0,7 x 0,6 mm. V některých zrnech živce se vyskytují mikroperthity. Plagioklas zde má méně i více vyvinuté polysyntetické lamelování. Velikost zrn se pohybuje v rozmezí 0,4 x 0,5 mm. Bazicita plagioklasu odpovídá albitu. Stejně jako K-živec uzavírá hypautomorfní až xenomorfní drobná zrna biotitu. Křemen je zde kvantitativně přibližně na stejné úrovni jako K-živec. Jeho typicky nažloutlá xenomorfní zrna o velikosti cca 0,5 x 0,4 mm mají oble zoubkovité nepravidelné tvary. Většina zrn zháší undulózně, ale menší kompletně rekrystalovaná zrna se jeví jako nedeformovaná. V rámci živců jsou zde patrné i mikroperthity. Z hlediska mikrostrukturní analýzy jsem zde na základě rešeršní studie pozoroval projevy GBM rekrystalizace nejčastěji v rámci zrn živce a projevy SGR rekrystalizace.

6.3.2. Blanická ortorula Hornina vykazuje středně-zrnitou texturu a uspořádání hlavních horninotvorných minerálů nejeví žádnou

výraznější

přednostní

orientaci. Struktura horniny je granoblastickás s nejčastěji hypautomorfně omezenými zrny. Nejhojněji

je

zde

zastoupen

křemen (Obr. 20), s variabilní velikostí. Nejčastější rozměr je cca 1,25 x 1 mm. Tento minerál zde zháší undulózně a obsahuje Obr. 22. Detail vzorku KK1 (Blanická ortorula) se zrny křemene, hojné množství mikrofrakturací živce a muskovitu. Projevy GBM rekrystalizace (ve větších zrnech), ale jsou zde i rekrystalovaná zrna bez projevů deformace o velikosti cca 0,25 x 0,14 mm. Velká nerekrystalovaná zrna jsou xenomorfně omezená s nepravidelnými tvary, které jsou typicky anhedrální. Hranice mezi jednotlivými agregáty jsou ostré. Dále se zde nacházejí malá rekrystalovaná zrna křemene hypautomorfního omezení, která nevykazují 36

undulózní zhášení ani neobsahují mikrofrakturace. Některá zrna zhášejí výrazně šachovnicově, což napovídá teplotám okolo 560 – 700°C. Reliéf zrn je nízký a interferenční barvy jsou šedé až nažloutlé. Částečně zde začíná pozvolný nástup amoeboidních tvarů (což nám napovídá nárůst teploty). Z živců se zde nachází draselná i sodno-vápenatá varieta, přičemž zřejmě lehce převažují draselné živce. Zrna K-živce mají hypautomorfní omezení a nepravidelné tvary. Některá zrna (spíše ta větší cca 2,25 x 1,25) obsahují úzké pásky odmíšeného albitu v podobě perthitů. Muskovit se zde vyskytuje v podobném množství jako biotit, ale je ho kvantitativně více. Tvoří hypautomorfně omezená zrna protažená v jedné ose o rozměrech cca 2,5 x 0,5 mm (Obr. 20). Mají extrémně nízký reliéf a vysoké interferenční barvy (červená, modrá, žlutá, zelená). Některá zrna vytvářejí v kombinaci s křemenem typické pinning windows mikrostruktury (Obr. 10). Biotit tvoří stejné tvary jako muskovit a omezení je rovněž hypautomorfní. Pinning windows mikrostruktury zde tvoří hlavně muskovit, biotit jen minoritně. Ve výbrusu se nachází relikt zrna granátu o rozměrech cca 2,5 x 2,75 mm. Má výrazný reliéf a je bezbarvý, se X nikoly tmavý. Obsahuje inkluze nedeformovaných zrn hypautomorfního a místy až xenomorfního omezení. V rámci jednotlivých zrn a jejich vztahů a na základě rešeršní studie jsem zde pozoroval převážně dynamickou rekrystalizaci dominantně působením grain boundary migration.

Hornina

tohoto

výbrusu

má

středně-zrnitou texturu a hlavní horninotvorné minerály (křemen, živec,

slídy)

nejeví

žádnou

výraznější přednostní prostorovou orientaci

(Obr.

struktura granoblastická.

21). horniny Zrna

Celková je křemene

mají až amoeboidní tvary a rozměry nejčastěji cca 1,5 x 0,75 mm. Jsou mikrofrakturované a vykazují

xenomorfní omezení. Obr. 23. Detail vzorku KK2 (Blanická ortorula) se zrny křemene, Agregáty křemene jsou bezbarvé živce, muskovitu a biotitu. Pinning mikrostruktury a se X nikoly jeví nažloutlou a šedavou barvu jako v předchozím vzorku. Zrna zhášejí undulózně, místy šachovnicově, ale ve vzorku KK1 bylo šachovnicové zhášení výraznější. 37

Opět jsou zde malé nedeformované rekrystalované agregáty křemene. Zrna obsahují mikrofrakturace, ale ne v takové míře jako je tomu ve vzorku KK1. Nedeformovaná zrna mají hypautomorfní omezení a kulovité tvary. Jsou zde draselné živce s perthity o rozměru cca 0,75 x 0,6 mm. Omezení je hypautomorfní a tvar zrna je nepravidelný. Je zde více plagioklasu než ve výbrusu KK1. Většina zrn plagioklasu zháší undulózně a některá zrna při točení stolkem vytvářejí až kontinuálně zhášející vlnu. Velikost agregátů plagioklasu je zde sice variabilní, ale nejčastější rozměr je cca 06 x 0,4 mm. Jsou zde častěji k vidění mikrostruktury slíd, jako jsou pinning windows. Křemen zde „konzumuje“ biotit a na jeho okraji vznikají nepatrné reakční lemy. Zrna křemene zde mají v některých případech tvar protažený v jedné ose. Muskovitu a biotitu je zde přibližně stejné množství, s malou převahou biotitu. Perthity v živcích jsou zde častější než ve vzorku KK1. Biotit zde má i xenomorfní, ale častěji hypautomorfní omezení. Na základě rešeršní studie jsem zde stejně jako v předchozím vzorku Blanické ortoruly pozoroval projevy dynamické rekrystalizace přednostně působením grain boundary migration.

38

7. ZÁVĚRY V rámci této bakalářské práce byla provedena rešerše deformačních mechanismů křemenživcových hornin, základních typů odpovídajících mikrostruktur a regionálně-geologického vývoje širšího rámce studované oblasti včetně dosavadních znalostí o většině ortorulových tělesech v jednotce moldanubika. Vlastní výzkumná část práce se zabývala strukturní charakteristikou dvou vybraných těles ortorul (Bechyňské a Blanické), které jsou součástí vysoce metamorfovaných hornin monotónní a pestré skupiny moldanubika. Vlastní pozorování pak byla diskutována s výsledky rešeršních prací. Souhrnně se jedná se o křemen-živcové horniny granitového protolitu, jehož krystalizační stáří spadá do období kadomského a kambro - ordovického magmatického eventu. Horniny byly dále v období variských procesů postiženy vysokoteplotní a středně-tlakou až nízkotlakou metamorfózou a polyfázovou deformací během výzdvihu horninového komplexu. V tělese blanické ortoruly (Qtz + Kfs, Plg + Bt ± Mu ± Sill ± Ky) byly identifikovány foliace charakteru deformačního páskování strmé orientace dominantně s JV průběhem. Tyto stavby byly variabilní měrou refoliovány do formy k SZ mírně ukloněných planárních staveb s velmi dobře vyvinutými lineacemi protažení upadajícími k severu. Indikátory pohybu ukazují na násunovou kinematiku ve směru měřených lineací. Horninový komplex byl dále postižen lokalizovanou střižnou deformací a tvorbou deformačních zón SZ-JV průběhu se záznamem s poklesové kinematiky. V obou typech regionálních deformačních staveb byly identifikovány mikrostrukturní doklady pro aktivitu mechanismu „migrace hranic zrn“ (GBM). Bechyňská ortorula (Qtz + Kfs, Plg + Bt ± Mu) tvoří S-J ploše uložené těleso o rozměrech 4 x 1,5 km, které se nachází ve vysoce metamorfovaných horninách monotónní skupiny moldanubika. Mezi dominantní metamorfní stavby patří foliace charakteru kompozičnícho (deformačního) páskování, které upadají homogenně pod mírnými úhly k ZSZ až ZJZ. Foliační plochy nesou výrazné lineace protažení křemen-živcových agregátů, které upadají pod mírnými úhly k JZ až JJZ. Indikátory pohybu v řezu paralelním s měřenými lineacemi ukazují na poklesovou kinematiku. Z deformačních mechanismů byly v regionální deformační stavbě bechyňské ortoruly identifkovány reliktní doklady pro aktivitu mechanismu GBM se záznamem superpozice deformačních staveb vznikajících mechanismem “subzrnové rotace” (SGR). Tělesa blanické a bechyňské ortoruly poskytují odlišný deformační záznam a to jak ve formě makroskopických tak i mikrostrukturních staveb. Blanická ortorula zaznamenala kompresní a relativně výšeteplotní vývojový event v rámci exhumační historie horninového komplexu drosendorfské jednotky moldanubika, těleso bechyňské ortoruly bylo naopak intenzivně 39

postiženo fází extenzní tektoniky v podmínkách relativně nižších tlaků a teplot. Analýza deformační historie různých těles křemen-živcových hornin moldanubika a její následná korelace umožňuje interpretaci geodynamického vývoje jednotky v celo-regionálním měřítku.

40

Použitá literatura Vernon R. H., (2004): A practical guide to rock microstructure. Cambridge University Press, 295-353. Passchier C.W.,Trouw, R.A.J., (2005): Microtectonics. Springer, 25-63. Stipp M., Stünitz H., Heilbronner R., Schmidt S. M., (2002): The eastern Tonale fault zone a of quartz over a temperature range from 250 to 700°C. Journal of Structural Geology, 24, 1861-1884. Tapponier P., Brace W. F., (1976): Development of stress induced microcraks in Westedy granite. International Mechanics and Mining Science, 13, 103-117 Stünitz H., Fitz J. D. G., (1993): Deformation of granitoids at low metamorphic grade. I: Reactions and grain size reduction. Elsevier Science Publishers B. V., Amsterdam, 221, 269297. Schulmann K., Konopásek J., Janoušek V., Lexa O., Lardeaux J. M., Edel J. B., Štípská P., Ulrich S.(2009): An Andean type Paleozoic konvergence in the Bohemian Massif. Comptes Rendus Geosciences, 341, 266-286. Vernon R. H., (1986): K-feldspar Megacrysts in Granites-Phenocrysts, not Porphyroblasts. Earth-Science Reviews, 23, 1-63. Kachlík V., (2003): Geologický vývoj území České republiky. SURAO Praha, 12-17. Kachlík V., (1999): Relationship between Moldanubicum, the Kutná Hora Crystalline Unit and Bohemicum (Central Bohemia, Czech Republic): A result of the polyphase Variscan nappe Technics. Journal of the Czech Geological Society, 44/3-4. Urai J., Means W. & Lister G., (1986): Dynamic deformation of minerals. AGU Geophysical Monograph Board, 161-200 White S., (1977): Geological signifikance of recovery recrystallization processes in quartz. Elsevier Science Publishers B. V., 39, 143-170. Lloyd G. E., (1993): Dynamic recrystallization of quartz under greenschist conditions. Journal of Structural Geology, 16, 867-881. Jessel M., (1987): Grain-boundary migration microstructures in a naturally deformed quartzite. Journal of Structural Geology, 9, 1007-1014.

41

Franke W., Weber K., (1995): Pre-permian geology of central and eastern europe. Springer – Verlag Berlin Heidelberg 1995. Rajlich P., Peucat J. J., Kantor J. & Rychtar J., (1992): Variscan shearing in the Moldanubian of the Bohemian Massif: Deformation, Gravity, K-Ar and Rb-Sr Data for the Choustník Prevariscan Orthogneiss. Jb. Geol. B.-A., 135, 579-595. Breiter K., Čopjaková R., Gabašová A., Škoda R., (2005): Chemistry and mineralogy of orthogneisses in the northeastern part of the Moldanubicum. Journal of the Czech Geological Society, 50/3-4, 81-94. Breiter K., (2003): Chemismus ortorul a jejich granátů v severovýchodní části Moldanubika. Zprávy o geologických výzkumech 2003, 102-106. Verner K., Žák J., Nahodilová R., Holub F., (2008): Magmatic fabric and emplacement of the cone-sheet-bearing Knížecí Stolec durbachitic pluton (Moldanubian Unit,Bohemian Massif): implications for mid-crustal reworking of granulitic lower crust in the Central European Variscides. Int J Earth Sci (Geol Rundsch), 1-15 Vrána S., Kroner A., (1995): Pb-Pb zirkon ages for turmaline alkali-feldspar orthogneiss from Hluboká nad Vltavou in Southern Bohemia. Journal of the Czech Geological Society, 40/1-2, 127-131 Schulmann K., Kroner A., Hegner E., Wendt I., Konopásek J., Lexa O., Štípská P.(2005): Chronological constraints on the pre-orogenic history, burial and exhumation of deep-seated rocks along the easter margin of the Variscan orogen, Bohemian Massif, Czech Republic. Journal of science, 305, 407-448. Simpson C., (1985): Deformation of granitic rocks across the brittle – ductile transitiv. Journal of Structural Geology, 7, 503-511. Prior D. J., Boyle A. P., Brenker F., Cheadle M. C., Day A., Lopez G., Peruzzo L., Potts G. J., Reddy S., Spiess R., Timms N. E., Trimby P., Wheeler J., Zetterstrom L., (1999): The application of electron backscatter difraction and orientation contrast imaging in the SEM to textural problem with rock. American Mineralogist, 84, 1741-1759. Hirth G., Tullis J., (1992): Dislocation creep regimes in quartz aggregates. Journal of Structural Geology, 14, 145-159. Wheeler J., (1992): Importance of pressure solution and Coble creep in the deformation of polymineralic rocks. Journal of Geophysical Research, 97, 4579-4586.

42

Knipe R. J., (1989): Deformation mechanism-recognition from natural tectonites. Journal of Structural Geology, 11, 127-146. Lloyd G. E., Freeman B., (1991): SEM electron channelling analysis of dynamic recrystallization in a quartz grain. Journal of Structural Geology, 13, 945-953. Whitney D. L., Evans B. W., (2010): Abbreviations for names of rock-forming minerals. American Mineralogist, 95, 185-187. Klomínovský J., Jarchovský T., Rajpoot G. S., (2007): Atlas of the intrusion and orthogneisses in the Bohemian Massif. Czech geological survey, Prague Franke W., (2000): The mid-European segment of the Variscides: tectonostratigraphic units, terrane boundaries and plate tectonic evolution. Geological society , London, Special publications, 179, 35-61 Linnemann U., Gehmlich M., Tichomirowa M., Buschmann B., Nasdala L., Jonas P., Lutzner H., Bombach K. (2000): From Cadomian subduction to Early Paleozoic rifting: the evolution of Saxo-Thuringia at the margin of Gondwana in the light of single zirkon geochronology and basin development (Central European Variscides, Germany). Geological Society, London, Special Publications, 179, 131-153 Vrána. S., (1990):Vysvětlivky k základní geologické mapě ČSSR 1:25 000 (Hluboká nad Vltavou).Ústřední ústav geologický, 22-443 Vrána. S., (1989):Vysvětlivky k základní geologické mapě ČSSR 1:25 000 (Bechyně).Ústřední ústav geologický, 22-421 Holub, F.V., Klečka, M., Matějka, D., (1995): Moldanubian Zone: igneous activity, in: Dallmeyer, D., Franke, W., Weber, K. (Eds.), Pre-Permian geology of Central and Eastern Europe. Springer, Berlin, Heidelberg, pp. 444–452. Www.geology.cz Www.amapy.cz

43

Příloha 1 – topografické mapa (Blaník)

Obr.25 Schématická mapa měřených bodů – těleso Blanické ortoruly (www.amapy.cz)

44

Příloha 2 – topografická mapa (Bechyně)

Obr.26 Schématická mapa měřených bodů – těleso Bechyňské ortoruly (www.amapy.cz)

45

Příloha 3 - slovníček použitých zkratek BLG

„Bulging recrystallization“ (vydouvání)

SGR

„Subgrain rotation recrystallization“ (Rotace subzrn)

GBM

„H-T Grain boundary migration“ (Vysokoteplotní migrace hranic zrn)

GBAR

„Grain boundary area reduction“ (Redukce plochy hranic zrn)

EBSD

„Electron backscatter difraction“ (Difrakce zpětně odražených elektronů)

ČM

Český Masiv

HP

„High-pressure“ (Vysoko-tlaké)

LP

„Low pressure“ (Nízko-tlaké)

P-T

Teplotně tlakové podmínky

SEM

„Scanning electron mikroscope“ (Rastrovací elektronový mikroskop)

OC

„Orientation contrast“ (Opačná orientace)

SE

„Secondary electrons“ (Sekundární elektrony)

BSE

„Back scattered electrons“ (Zpětně odražené elektrony)

SV

Středoevropské Variscidy

Bt

Bitotit

Ms

Muskovit

Hbl

Horlnblend

Amp

Amfibol

Tur

Turmalín

Grt

Granát

Sil

Sillimanit

Fsp

Živec

Qtz

Křemen

46

Příloha 4 – tabulka pre-Variských granitoidů Název lokality

Regionální pozice

Popis horniny

Doberská ortorula

Drosendorfská jednotka

Jemno- až hrubozrnná Bt melanokrátní ortorula (protolit: granodiorit až tonalit)

Spitzská ortorula

Monotónní skupina

Gfohlská ortorula

Gfóhlská jednotka

Leukokrátní jemně až středně zrnitá Amp-Bt ortorula (protolit: diorit) Leukokrátní ortoruly (protolit: granit)

Strážská ortorula

Monotónní skupina

Středně zrnitáBt až Amp-Bt ortorula

Hlubocká ortorula

Monotónní skupina

Turmalíno nosná Ms-Bt alkalickoživcová ortorula (protolit: alkfsp granit)

Radonická ortorula

Monotónní skupina

Bechyňská ortorula

Monotónní skupina

Turmalíno nosná Ms-Bt alkalickoživcová ortorula Ms-bt alk-fsp ortorula (protolit: alkfsp leukogranit) Ms-Bt diatexit

Novo Hradská ortorula

Drosendorfská jednotka

Ms-Bt metatexit Porfyroblastická jemnozrnná Bt

Rozměry a Stáří a tvar izotopová data 350km2 480Ma (60x6km) (Sm-Nd) Systém několika subparalelních protaženýc h těles Dvě 620Ma subparalel- (Pb-Pb ní zirkon) protažená tělesa (120 km2)

Geologický vývoj

1500km2 Souhlasně uložená tělesa podél V a JV okraje Moldanubi ka 85km2 Nepravidelný pás izolovanýc h protažených těles 15km2

480Ma (Pb-Pb zirkon), 340Ma (Sm-Nd)

Staropaleozoický magmatický event na tektonickém kontaktu granulitů a silimanitbiotitických pararul Monotónní a Pestré skupiny

552 ± 11 Ma (Pb-Pb zirkon)

Souhlasně uložený relikt svrchnoproterozoického granitového magmatismu v silimanit-biotitických pararulách

508 ± 7 Ma (Pb-Pb zirkon)

Produkt kambrického magmatického eventu souhlasně uloženého v silimanit-biotitických pararulách

7-8km2 Tělesa oválného tvaru

Produkt kambro-ordovického magmatického eventu

Relikt granitového magmatismu kadomského stáří

Souhlasné uloženiny v silimanit-biotitických pararulách Monotónní skupiny

20km2 Subhorizontálně protažená deskovitá tělesa s mocností cca 1000m

550 Ma (Rb-Sr celé horniny), 383-641 Ma (U-Pb zirkon), 331 ± 5 Ma(Rb-Sr muskovit)

Souhlasné uloženiny svrchnoproterozoicko/spodno kambrického eventu v silimanit-biotitických pararulách

30km2 Výrazně protažené

459 ± 10 Ma (Rb-Sr celá

Relikt ordovického magmatismu souhlasný se silimanit-biotitickými

47

ortorula s Ms Světlická ortorula

Drosendorfská jednotka

Středně zrnitá Bt až Hbl-Bt ortoruly

dekovité těleso 20km2 Čočkovitá tělesa

hornina)

8km2 Deskovité těleso dlouhé 20 km a mocné 100 až 1000 m

470 Ma (Rb-Sr celé horniny)

Relikt ordovického magmatismu souhlasný se silimanit-biotitickými pararulami

18 km2 Systém několika výrazně protažených těles s ostrými kontakty

459 ± 10 Ma (Rb-Sr celý horniny)

Produkt ordovického magmatického eventu

Souhlasné uloženiny v silimanit-biotitických pararulách na tektonické hranici mezi Drosendorfskou a Ostrongskou jednotkou

Jemno zrnné Amp- Bt křemen dioritové ortoruly (metadacit)

Blanická ortorula

Drosendorfská jednotka

Choustnická Monotónní skupina ortorula

Pacovská ortorula

Hranice Monotónní a Pestré skupiny

Přibyslavick á ortorula

Drosendorfská jednotka

Břidličnaté Grt -Tur alkalickoživcové granity až pegmatity Leukokrátní Tur nosná dvojslídná alkalickoživcová ortorula (protolit: alkfsp granit) Porfyroblastick á Ms-Bt ortorula s Tur (protolit: alkfsp granit) Relikty hrubě zrnitých Bt - Ms metagranitů Ms-Bt ortoruly

210km2 Zvrásněná Bt ortoruly se a Sil tektonicky porušená Porfyroblastick tělesa é ortoruly čočkovitéh o tvaru Tur - Ms a Výchozy dvojslídná protažené ortorula s Tur V-Z směrem Ms - Tur (cca 3km2) alkalicko Tektonicky živcový granit rozděleny na 3 segmenty dvěma SSV-JJZ zlomy

48

pararulami

Kadomské? Souhlasné, uloženiny v silimanit-biotitických pararulách zřejmě kadomského stáří

PreVariské(?) intruze

Souhlasné uloženiny v silimanit-biotitických pararulách s předpokládaným pre-Variským stářím

Kouřimská ortorula

Uvnitř Kutnohorského krystalinického komplexu

Hybridní dvojslídná porfyroblastická ortorula

Podolská ortorula

Drosendorfská jednotka

Leukokrátní migmatitizovaná Bt a dvojslídná grafitická ortorula (Semická)

400km2 Kadomský Série (?) paralelních vrstev s mocností 11,5 km 600km2 360 ± 10 Ma (U-Pb zirkon), 355 ± 78 Ma (U-Pb zirkon)

Zřejmě relikt kadomského magmatického eventu

Souhlasné uloženiny v silimanit-biotitických a pararulách, které jsou výsledkem devonského magmatického eventu.

Hbl-bt ortorula (Podolská)

Popovický metagranit

Kontakt Moldanubika a Středočeského plutonu

Wolhshofsk á ortorula

Moldanubická zóna Monotónní skupiny

Tachovská ortorula

Moldanubická zóna

Leukokrátní granit (Písecký) Hybridní jemnozrnný aplitický metagranit

100km2 Odolné hybridní metagranit na periférii Hybridní Bt Popovické metagranit deprese Homogenní 30km2 jemno zrnná až Oválný tvar středně zrnitá silně alkalickoreformoživcová vaných ortorula konkordant (protolit: ních žil syenit) Středně zrnitá 7,5 km2 šupinkovitá Oválný tar dvojslídná ortorula

(Klomínský, Jarchovský, Rajpoot et. al. 2007)

49

Nejsou dostupná žádnáizoto pová data

Horniny starší než Středočeský pluton

Kadomské (?) Nejsou dostupná žádnáizoto pová data

Souhlasné uloženiny v silimanit-biotitických a pararulách, pravděpodobně výsledkem kadomského magmatismu

449 ± 4 Ma (U-Pb zirkon), 523 ± 15 Ma (Rb-Sr celé horniny)

Výledek kambro-ordovikého magmatického eventu

Předpokládá se, že se jedná o basement Popovických rul