Technická zpráva
Geologická a strukturní charakteristika granitoidů z tunelu v Bedřichově v Jizerských horách Závěrečná zpráva
Česká geologická služba, G-Impuls, ÚSM AV ČR, Kloknerův ústav ČVUT, Katedra botaniky PFUK J. Klomínský Spoluautoři: J. Žák, F. Fediuk, V. Bělohradský, K. Žák, F. Veselovský, Z. Táborský, T. Jarchovský, P. Ondruš, A. Gabašová, K. Malý
Listopad 2003
Správa úložišť radioaktivních odpadů
Formátování a korektury textů Správa úložišť radioaktivních odpadů, 2004
Obsah 1 ÚVOD......................................................................................................................2 2 METODIKA VÝZKUMNÝCH PRACÍ .................................................................2 3 MORFOLOGIE ÚZEMÍ .........................................................................................8 4 HISTORIE STAVBY BEDŘICHOVSKÉHO TUNELU .......................................8 5 TECHNICKÁ DATA TUNELU .............................................................................9 6 GEOLOGIE KRKONOŠSKO-JIZERSKÉHO MASIVU.....................................10 7 TEKTONIKA KRKONOŠSKO-JIZERSKÉHO MASÍVU..................................17 8 ZLOMY A JEJICH ŽILNÝ DOPROVOD ...........................................................18 9 MAGMATICKÁ STAVBA A PUKLINOVÁ SÍŤ V OKOLÍ BEDŘICHOVSKÉHO TUNELU..........................................................................22 10 STRUKTURNÍ VÝZKUM BEDŘICHOVSKÉHO TUNELU.............................24 11 VZTAH MAGMATICKÝCH STAVEB A PUKLINOVÝCH SÍTÍ V TUNELU A NA POVRCHU.............................................................................28 12 PETROGRAFIE HORNIN BEDŘÍCHOVSKÉHO TUNELU.............................28 13 MINERALOGIE VÝPLNÍ PUKLIN A HYDROTERMÁLNÍ ŽILY ..................39 13.1 Hydrotermální žíly ........................................................................................39 13.2 Pukliny s jílovými minerály ..........................................................................40 13.3 Sekundární minerály na stěnách tunelů v Bedřichově a Souši......................40 13.4 Pseudokrasové novotvary..............................................................................43 14 SUKCESE TEKTONICKÝCH A MINERALIZUJÍCÍCH UDÁLOSTÍ V ŠIRŠÍM OKOLÍ TUNELU................................................................................45 15 HYDROGEOLOGICKÁ CHARAKTERISTIKA BEDŘICHOVSKÉHO TUNELU ...............................................................................................................46 16 GEOFYZIKÁLNÍ MĚŘENÍ V BEDŘICHOVSKÉM TUNELU .........................46 17 ZÁVĚR..................................................................................................................48 18 LITERATURA ......................................................................................................49 19 PŘÍLOHY..............................................................................................................52
1
1
ÚVOD
V Jizerských horách byly v minulém století vybudovány tunely které slouží k dopravě vody jednak do přehradní nádrže Souš a jednak do úpravny vody v Bedřichově. Tyto vodárenské štoly se nachází uprostřed západní poloviny plošně rozsáhlého krkonošskojizerského masívu severovýchodně od krajského města Liberec.Tento granitový masív buduje podstatnou část CHKO Jizerské hory a vrcholovou část Krkonoš. Vodárenské tunely v Jizerských horách patří v celém Českém masivu mezi unikátní profily podzemím granitového tělesa. Je to zejména pro jejich neobvyklou délku a technické provedení. Stěny tunelů jsou zvláště vhodné nejen pro studium stavby a složení granitu do velkých podrobností, ale také jeho rozpukání a nově vzniklých sekundárních minerálů. Časově neomezená přístupnost tunelů umožňuje na jejich stěnách provádět dlouhodobá pozorování, jehož výsledky mají význam pro poznání vývoje zóny poškození ražbou (EDZ) v jejich bezprostředním okolí. Projekt s názvem Geologicko-strukturní charakteristika granitoidů z tunelu v Bedřichově v Jizerských horách byl programován na období únor až listopad 2003. Jeho úkolem bylo shromáždit první informace a podat relevantní přehled o geologickostrukturních poměrech bedřichovského tunelu a jeho širšího okolí. Cílem prací je vytvořit předpoklady k navržení a realizaci následného multidisciplinárního výzkumu zóny narušení ražbou (EDZ) v podmínkách industriálního analogu. EDZ je definována jako zóna kolem podzemních prostor, které mají změněné vlastnosti relevantní k jejich stáří. Rozsah a vlastnosti EDZ závisí na specifických podminkách (horninový typ, orientace podzemních prostor, technologii ražby atd). Optimální orientace podzemních prostor v napěťovém poli granitového masivu a adekvátní technologie ražby velmi minimalizují účinky EDZ. První poznatky provedeného studia naznačují významný potenciál nových informací o stavbě a deformaci granitového masívu, které bude možno zevšeobecnit do metodických doporučení pro geologické i razicí práce na kandidátských lokalitách i finální lokalitě ÚRO. Navrhovaný výzkum je také v zájmu obou provozovatelů vodárenských tunelů. Jeho výsledky mohou sloužit k údržbě uvedených tunelů a zajištění dlouhodobé bezpečnosti jejich provozu.
2
METODIKA VÝZKUMNÝCH PRACÍ
Při geologickém výzkumu vodárenských tunelů a jejich okolí byla aplikována řada metod z oboru strukturní geologie, mineralogie, geofyziky a petrografie. Jejich stručný popis a problematika je v dalším textu komentována. Nově byla realizována fotogrametrická metoda dokumentace stěny bedřichovského tunelu, doplněná statistickým zpracováním strukturních dat. Rovněž byly provedeny některé netradiční způsoby odběru vzorků.
2
Rekognoskace tunelů Na začátku projektového úkolu byla provedena podrobná inspekce obou úseků bedřichovského tunelu a s odstupem několika měsíců i soušského tunelu. Tunely byly vybudovány jednak nedestruktivní technologií razicím štítem DEMAG (úsek B a třetina úseku A bedřichovského tunelu) a jednak klasickou destruktivní hornickou metodou (soušský tunel a 1705 metrů úseku A bedřichovského tunelu). Hlavní pozornost byla věnována bedřichovskému tunelu, kde byly zaměřeny délky úseků pokryté betonáží a úseky obnaženého skalního masívu (obr.2). Nejdelší metráž obnaženého skalního masívu je v sekci nedestruktivní ražby zatímco nejvíce betonáže je v sekci klasické hornické ražby (úsek A).
Obr. 2 Obnažení skalního masívu ve vodárenských tunelech Kritéria výběru úseků tunelů pro výzkum Přístup do podzemních prostor tunelů byl jedním z kritérií pro výběr nejvhodnějšího úseku k realizaci výzkumu. Úsek B bedřichovského tunelu má portál v prostoru Orion v zalesněném svahu na okraji intervilanu Liberce. Vstup není pod stálým dohledem provozovatele. Druhý vstup je šachtou v Bedřichově mimo areál úpravny vody. Soušský tunel má dva portály, opatřené zamykatelnou mříží. Přístup do tunelu je možný vždy jen po uzavření přítoku vody, která je do tunelu přiváděna kanálem z Černé Desné v místě protržené přehrady. Za nejvhodnější podzemní prostor pro výzkum byl vybrán úsek A bedřichovského tunelu, jehož portál se nachází pod stálým dohledem v areálu úpravny vody v Bedřichově. Dalším důležitým kritériem při volbě podzemních prostor byla technologie jejich ražby. Jen úsek A bedřichovského tunelu splňuje možnost výzkumu jak v sekci nedestruktivní, tak i v sekci destruktivní ražby.
3
Studium archivních materiálů Archivní materiály, týkající se bedřichovského tunelu jsou k disposici jednak v Geofondu Praha a jednak v archivu Geotechniky a.s. Praha. Většina těchto materiálů se však týká přípravné fáze a projekce ražby tunelu. Z nich nejdůležitější je zpráva o výsledcích geologicko-průzkumných prací z roku 1982 a 1984, prováděných Stavební Geologií Praha v roce 1982 a 1984, které uvádějí data z období krátce po vyražení bedřichovského tunelu. Seznam studovaných archivních materiálů je uveden v seznamu literatury. Povrchové geologické mapování Pro účely korelace geologické stavby povrchu okolí bedřichovského tunelu a jeho podzemními prostory byly použity v posledních letech dokončené geologické mapy 1: 25 000 03-143 Liberec a 03-144 Tanvald pokrývající širší okolí uvedeného tunelu. Výřez z těchto map byl rektifikován a doplněn o hlavní tektonická pásma zastižená v bedřichovském tunelu (příloha 1). Metodika sběru strukturních dat povrchového mapování a jejich vyhodnocení Sběr strukturních dat, která slouží jako podklad pro analýzu puklinových síti v okolí bedřichovského tunelu, byl prováděn v období březen – říjen 2003. Za toto období byla proměřena většina dostupných lokalit na území mezi Bedřichovem a Josefovým Dolem a vytipovány lokality pro další detailní analýzy. Data byla získána na přirozených výchozech a v současné době nečinných povrchových lomech. Na všech lokalitách byla prováděna detailní strukturní pozorování a měření orientace (směr sklonu a sklon) strukturních prvků, tj. magmatických staveb, magmatických vrás a jednotlivých puklin. Na lokalitách, kde bylo možné rozdělit pukliny do jednotlivých setů byla měřena vzdálenost mezi puklinami, které vytváří daný puklinový set, na vybraných lokalitách byly měřeny vzdálenosti mezi jednotlivými exfoliacemi. Dále byly určovány časové vztahy mezi jednotlivými typy struktur. Na povrchu reaktivovaných puklin, kde byly pozorovány striace, byly tyto striace měřeny pro následnou analýzu paleonapětí. Terénní dokumentace a data byla zpracována a uložena do tabulkové databáze strukturních měření (v programu MS Excel) a posléze počítačově zpracována (orientační data v programu StereoNet a Spheristat) a vizualizována pomocí grafického programu CorelDraw 10. Technická příprava stěny tunelu Stěny bedřichovského tunelu jsou v sekci DEMAG (TBM) pokryty vrstvou prachu dosahující místy až tlouštky 1 cm. Proto bylo provedeno ruční mytí sz stěny obnaženého granitu v celkové délce 750 metrů od počvy tunelu do výšky 2 metrů. Zaprášení sekce klasické ražby je značně menší a proto mytí stěny nebylo provedeno. V další přípravné fázi bylo provedeno v úseku A zaměření metráže a to od počátku obnaženého granitu od 2434 m až po metráž 990 metrů ( podle oficiálního číslování bedřichovského tunelu). Záměrné body byly v metrové vzdálenosti vyznačeny barevnými kříži ve výšce 1 metr na sz stěně tunelu. Číslování metráže má značení úseků vždy od 1 od 100 a ve většině případů kryje se staničením tunelu. Poslední fází přípravy detailního mapování bylo fotogrammetrické snímkování sz stěny tunelu 4
kamerou Olympus 4.1. Záběry byly pořízeny s překryvem 1 metru z povrchu vodovodního potrubí uloženého při sv stěně. Barevné snímky mají záběr stěny o rozměru 2.30 x 1.80 m. Každý druhý snímek byl vytištěn na barevné inkoustové tiskárně HP 895 ve formátu A4. Jednotlivé sety snímků byly proloženy transparentní folii a zajištěny vazbou.Tyto sešity fotografií sloužily jak k terénnímu zákresu a popisu struktur a litologie tak i k zápisu strukturních měření. Metodika detailního geologického a strukturního mapování bedřichovského tunelu Při detainím geologicko-strukturním mapování tunelu byla aplikována fotogrametrická metoda záznamu litologických a strukturních prvků. Do každého fotogrametrického snímku sz stěny tunelu byl proveden zákres průběhu všech viditelných puklin, alterací, mikrogranulárních enkláv, žil mikrogranitu, hydrotermálních žil, mafických šlír a orientace delších os vyrostlic K-živců. Jednotlivé objekty byly označeny samostatným číslováním pro každý snímek. Jednotlivá čísla byla pak doplněna strukturním měřením , případně popisem. Vybrané partie mapovaných defilé a místa odběru vzorků byly dále detailně snímkovány. Byl proveden fotogrametrický záznam tunelu v délce 1005 m. Celkem bylo zmapováno 830 m tunelu, z toho 571 m v sekci DEMAG a 258 m v sekci klasické ražby. Provedené měření v těchto úsecích dosahuje počtu 3 000. V poměru k délce stěny obnaženého granitu v úseku A bedřichovského tunelu bylo detailně zmapováno 72 % tunelu. Rozdíly v hustotě nového a původního mapování jsou znázorněny na obrázku 3.
Obr. 3 Rozdíly v hustotě nového a původního mapování puklin
5
Odběry vzorků hornin, minerálů a podzemní vody Vzorkování hornin a minerálů bylo zaměřeno na získání dostatečného množství vhodného materiálu pro přípravu výbrusů pro petrografické i mineralogické rozbory, chemickou analýzu granitu, snímkování minerálů a RTG analýzy minerálů. Odběr většiny vzorků hornin a minerálů byl prováděn pouze ze sz stěny bedřichovského tunelu v úseku A. Vsekci DEMAG byla v místě zvoleného odběru z hladké stěny tunelu vyříznuta diamantovým kotoučem kostka o rozměrech 3 x 3 x 2,5 cm pomocí akumulátorové úhlové brusky BOSCH, Vylomení vzorku bylo provedeno speciálním dlátem. Pomocí této brusky bylo možno pořídit orientované řezy mikrogranitových žil, biotitických šlír, bazických uzavřenin, minerálních výplní puklin a hydrotermálních žil, jednotlivých vyrostlic K – živce, a příkladů hydrotermálních alterací. V sekci klasické hornické ražby bylo vzorkování provedeno jednoduchým odražením horniny ze stěny tunelu kladivem, případně za použití dláta. Kontrola azimutu bedřichovského tunelu v úseku A V pokročilém stádiu podrobného geologicko-strukturního mapování sz stěny tunelu byly zjištěny významné odchylky kompasového měření magnetického severu. Původ těchto odchylek dosahující až několika desítek úhlových stupňů nebyl dosud zjištěn. Bylo provedeno celkové měření azimutu celého úseku A v intervalu 50 metrů a následně pak detailní měření po jednom metru (obr. 4). Zjištěné odchylky byly použity při korekci naměřených hodnot strukturních měření. Odchylky azimutu se pohybují v širokém rozpětí od 850 do 80 na vzdálenost 15 – 20 m. Úhlové odchylky od skutečného azimutu tunelu (640) mají charakter nepravidelně se střídajících positivních a negativních anomálií, v profilu odpovídajících dipolové křivce.
Obr. 4 Odchylky kompasového měření magnetického severu
6
Jejich příčiny zatím nebyly zjištěny avšak mohou být vyvolané bludnými proudy na vodovodním potrubí. Databáze a statistické zpracování strukturních měření Registrace geologických objektů (puklin, žil, uzavřenin a šlír) v programu EXCEL je zajištěna mapovými souřadnicemi x, y, z, určující jejich polohu jeden metr nad počvou tunelu. Data objektu se skládají kromě směru a sklonu (směr sklonu) puklin, uzavřenin, šlír, minerálních a horninových žil, rozměrů delší a kratší osy uzavřenin, také z kodifikované charakteristiky obsahující údaje o rozměrech, petrografii a mineralogii. Strukturní data byla zpracována programem SFERISTAT 2 ve formě kruhových diagramů ve Schmidtově rovnoploché projekci, růžicových frekvenčních diagramů, frekvenčních histogramů a mapové projekci pro účely analýzy směrové a prostorové orientace, četnosti, a hustoty puklinové sítě podle její výplně (příloha 4,5,6). Zvláštní pozornost byla věnována puklinám bez výplně,vzniklých v souvislosti s destruktivními účinky ražby tunelu. Metodika statistického zpracování strukturního měření První soubor dat pochází z původní dokumentace z roku 1982 (zpráva SG Praha). Druhý soubor dat byl vytvořen na základě detailního geologického mapování provedeného v rámci výzkumu, jehož výsledky jsou předloženy v té zprávě. Získaná data byla uložena do tabulkového editoru (soubor tektnew1). Obsahuje směry a sklony pozorovaných struktur, informace o jejich morfologii a mineralogickém složení a metráže jejich průmětu do vodorovné roviny vedenou středem tunelu. Údaje metráže jsou převedeny na geografické souřadnice pro usnadnění srovnávání s měřením na povrchu. Úhlová data byla zpracována programem Spheristat 2.2. Tak byly získány diagramy s konturami hustot pólů puklin ve Schmidtově stejnoploché projekci. Jde o projekci na spodní polokouli. Ze směrů puklin byly dále získány růžicové diagramy s třídním intervalem 5°, které nejlépe ukazují směrové preference puklin. Naměřená data (směry a sklony) byla vynesena do mapové projekce a podélném profilu tunelu byly zaznamenány průměrné hustoty puklin (v úsecích po 10 m), s rozlišením povahy jejich výplně – prázdné, s jílovým minerálem, křemenem,případně sklonu. Metodika petrografického výzkumu Byly odebrány 23 vzorky z nezabetonovaných úseků štoly (což odpovídá zhruba průměrné hustotě odběru vzorků 1 na 50 běžných metrů). Pro odběr vzorků, pro něž nebylo možno použít jednoduchého odražení ze stěny štoly kladivem příp. za použití dláta, bylo aplikováno vyříznutí speciální pilou (hlavně k získání vzorků bazických pecek i s uzavírající horninou). Z odebraných vzorků bylo v brusírně ČGS zhotoveno 11 výbrusů normálních, 4 výbrusy velké a 5 výbrusů leštěných. Všechny (včetně výbrusů leštěných) byly podrobeny studiu v polarizačním mikroskopu. V další etapě 2004 je počítáno s tím, že k závažným výbrusovým objektům budou pořízeny mikrofotografie. Leštěné výbrusy jsou připraveny pro studium elektronovou mikrosondou, s jehož realizací se počítá rovněž v etapě 2004.
7
Nezávisle na horninových vzorcích bylo odebráno deset vzorků vyrostlic draselných živců granitu rozložených pokud možno rovnoměrně po celé délce nezabetonovaných úseků štoly. Živce byly následně dočištěny a homogenizovány na analytickou jemnost. Všech deset takto získaných preparátů bylo podrobeno v laboratoři ČGS rentgenografické analýze s cílem stanovit triklinitu těchto živců. Dále byly v tunelu sledovány některé terénní parametry umožňující bližší primárně magmatickou petrografickou charakteristiku štolou zastiženého skalního masivu. Jmenovitě šlo o měření maximální velikosti vyrostlic granitu a o zjišťování počtu vyrostlic na jednotku plochy, v obou případech na 19 místech tunelu. Maximální velikost vyrostlic byla stanovena proměřením dvanácti největších vyrostlic na každém pozorovacím bodě (jejich nejdelšího rozměru), každá z krajních hodnot se škrtala a ze zbývajících deseti byl vypočten aritmetický průměr. Druhý parametr, počet vyrostlic větších než 15 mm na určitou plošnou jednotku, byl zjišťován na každém z pozorovacích bodů v kruhu vymezeném stočeným drátem do kružnice o průměru 35,6 cm, vymezující plochu 0,1 m2. Z jevů postmagmatických byly jednak v terénu, jednak na základě mikroskopie vytipovány úseky druhotného oslabení skalního masivu. Jmenovitě šlo o úseky druhotného zčervenání živců a o úseky, v nichž došlo k alteračním procesům, jmenovitě ke chloritizaci biotitu. Ve výbrusech byla ještě systematicky sledováno tlakové ovlivnění hornin měřením vnitřních úhlů zhášení undulozity křemene; údaje těchto měření jsou součástí petrografických popisů, nejsou však vyhodnoceny, protože neslibují využitelný efekt.
3
MORFOLOGIE ÚZEMÍ
Terén v nadloží bedřichovského tunelu je značně členitý, s hluboko zaříznutými údolími a poměrně plochými temeny kopců. Oba úseky tunelu (A a B) jsou rozděleny údolím Bílé Nisy, která protéká Bedřichovem. Asi 700 severně od jz portálu úseku A leží vrcholek Nekras (Královka) o nadmořské výšce 859 m.n.m. Krajina je na úsekem A zčásti zalesněná, zčásti pokrytá horskými loukami. Terén nad úsekem B je většinou porostlý lesem. V přímé blízkosti trasy tunelu leží vrcholky Malinového vrchu (827 m n.m. m.)a Žulového vrchu (743 m n.m.).
4
HISTORIE STAVBY BEDŘICHOVSKÉHO TUNELU
Bedřichovský tunel leží v CHKO Jizerské hory na SV od krajského města Liberce. Tunel byl vyprojektován Hydroprojektem Praha n.p. ve spolupráci s národním podnikem Stavební Geologie Praha v sedmdesátých letech minulého století a vybudován v letech 1981 až 1983 VDRUP n.p. – výstavba dolů uranového průmyslu. Geologicky byla jeho ražba sledována a dokumentována v letech 1981 až 1984 geology Stavební Geologie n.p. Praha. Projektová cena ražby úseku A byla tehdy kalkulována na 33 mil Kčs. Bedřichovský tunel je dnes majetkem Severočeské vodárenské společnosti a.s., Teplice a je provozován společností Severočeské vodovody a kanalizace a.s., Teplice. V současné době tunelem ročně proteče 6 mil. m3 surové i upravené vody.
8
5
TECHNICKÁ DATA TUNELU
Štola se skládá ze tří úseků: úsek A probíhá z vodní nádrže k úpravně vody v Bedřichově v délce 2593 metrů. Prvních 75 metrů úseku A u přehrady leží pod hladinou vodní nádrže Josefův Důl. Úsek B probíhá z Bedřichova do stanice Orion v délce 3365 metrů Úsek B je vyražen razicím strojem DEMAG o vnitřním kruhovém průměru 2.66 metrů. V obci Bedřichov je vyústění tunelu zajištěno vstupní šachtou hlubokou 15 metrů. Úsek C probíhá ze stanice Orion do stanice Na střelnici v délce 636 metrů ( stěny celého úseku jsou pokryty železobetonovou výztuží) . Celková délka tunelu je 6780 metrů. Tunelem prochází vodovodní potrubí o průměru 80 cm uložené na betonovém chodníku, který umožňuje dobrý přístup k severozápadní stěně tunelu. Orientace tunelu: všechny úseky štoly jsou přímočaré a vzhledem k hlavním geologickým strukturám má tunel charakter překopu. Úsek A má směr SV-JZ s azimutem 640 a úsek B směr ZJZ-VSV s azimutem 870. Vstupy do tunelu: do úseku A se na SV vstupuje výtahovou šachtou hlubokou 20 metrů uprostřed přehradního jezera. Druhý vstup je od JZ portálem v areálu úpravny v Bedřichově. Do úseku B se na VSV vstupuje 15 metrů hlubokou šachtou umístěnou na břehu potoka v blízkosti úpravny vody v Bedřichově. Druhý vstup na ZJZ má charakter portálu přímo z přečerpávací stanice Orion. Do úseku C se na VSV vstupuje také portálem ve stanici Orion. Druhý vstup od ZJZ je ze stanice Na střelnici. Konstrukce tunelu: k ražbě tunelu byly použity dvě odlišné technologie. Úsek C, B a polovina úseku A byla ražena pomocí razicího štítu DEMAG bez použití trhacích prací, zatímco sv. část úseku A až k vodní nádrži byla ražena klasickou hornickou technikou za použití trhacích prací. Profil a úklon tunelu: úsek B tunelu má kruhový profil s průměrem 2.66 metry. Západní portál se nachází v nadmořské výšce 626.34 m n.m. a východní konec tunelu v nadmořské výšce 556.61 m.n.m. s celkovým převýšením 70 metrů. Uvedený rozdíl v nadmořské výšce reprezentuje úklon tunelu 2.072 % směrem k ZJZ. Úsek A byl od jz portálu až do staničení 1707 m vyražen razicím strojem DEMAG s kruhovým profilem o průměru 3.3 metrů, dále pak klasickou destruktivní technikou s profilem 3.3 x 3.5 metrů. Horní portál se nachází v nadmořské výšce 697.19 m n.m. a dolní portál v 657.30 m n.m.. Výškový rozdíl je tedy 40 metrů což representuje sklon 1.562% tunelu směrem k jz.
9
Hloubka tunelu pod povrchem: v úseku A se štola nachází v hloubce maximálně v hloubce 141 metrů pod povrchem. V úseku B se hloubka tunelu pohybuje v rozmezí 66 – 194 m se střední hodnotou 100 – 140m. Technická a geologická dokumentace tunelu: V Geofondu-Praha i v archivu Geotechniky a.s. Praha je uložena zpráva a projektová dokumentace se schematickou mapou plánovaného průběhu tunelu v měřítku 1:2880 s vyznačením seismického záznamu hlavních tektonických zón, které měl tunel protnout. Tato mapa pochází z období před vlastní ražbou štoly. Po vyražení štoly byla zhotovena mapa štoly a její podélný profil (Němeček, 1982, 1984). Obnažení skalního masívu v bedřichovském tunelu Podzemní prostory bedřichovského tunelu jsou z hlediska obnažení skalního masívu rozděleny na úseky různé délky (obr.2). Úseky obnaženého granitu jsou dlouhé až 250 m a jsou odděleny segmenty s betonovým torkretem nebo železobetonovou výztuží podle rozsahu tektonického porušení skalního masívu. Kromě úvodních vstupů do obou částí tunelu je počet betonovaných úseků celkem 78, z toho 24 v úseku A a 54 v úseku B. Nejdelší betonovaný úsek dosahuje délky 300 m v sekci hornické ražby úseku A. V úseku A je celková délka obnaženého granitu 1397 m z toho v sekci DEMAG 787 m a v sekci hornické ražby 610 m. V úseku B bedřichovského tunelu celková délka obnaženého granitu dosahuje 2265 m. Celkem je tedy k detailnímu geologickostrukturnímu výzkumu k disposici 3662 m obnaženého granitu.
6
GEOLOGIE KRKONOŠSKO-JIZERSKÉHO MASIVU
Tunel se nachází u Liberce v severních Čechách, uprostřed západní poloviny plošně rozsáhlého krkonošsko-jizerského masívu. Toto intruzívní těleso variského stáří o velikosti 1000 km2 je rozděleno státní hranicí na českou a polskou část. Na českém území tento masív buduje podstatnou část CHKO Jizerské hory a vrcholovou část Krkonoš. Bedřichovský tunelje ražen v libereckém i jizerském granitu. Oba tyto typy biotitických granitů jsou spojeny petrografickými přechody a jejich hranice jsou zvýrazněny tektonickými zlomy. Makroskopicky se horniny liší jen v zrnitosti, obsahu a velikosti vyrostlic draselného živce. Objektivní rozlišení obou horninových typů je založeno, kromě strukturních a petrografických nuancí, na jejich rozdílné magnetické susceptibilitě. Liberecký granit se vyznačuje magnetickou susceptibilitou v rozsahu 1.0 – 6.0 .10-3 SI, jednotek, zatímco u Jizerského granitu magnetická susceptibilita dosahuje jen hodnot mezi 0.1 – 0.2 .10-3 jednotek SI. Liberecký granit je rozšířen v Liberecké kotlině, v prostoru města Liberec a jeho širším okolí. Na jižním a západním okraji masívu se stýká s jizerským granitem. Jejich vzájemná hranice je zde vesměs tektonická. Oba horninové typy jsou rozdílné, jak texturně, tak i v chemickém složení a petrofyzikálních vlastnostech. Liberecký granit se nejvíce blíží monzogranitu, má obecně vyšší obsah Na i K a nižší obsah Ca a Mg. Jeho magnetická susceptibilita je až 20krát vyšší, než je u jizerského granitu. V blízkosti styku libereckého a jizerského granitu se vyskytuje řetěz deskovitých těles fojtského granodioritu. Tyto značně heterogenní horniny jsou starší než okolní granity a nesou 10
znaky intenzivní hybridizace granitovým magmatem. Nejmladšími granitoidy jsou v širším okolí vodárenských tunelů drobná ložní tělesa, pravé žíly nebo i pně mšenského granitu a leukogranitu, většinou uvnitř libereckého granitu. Fojtské hybridní granitoidy V okolí bedřichovského tunelu se vyskytují tělesa fojtských granitoidů v podobě různě velkých deskovitých enkláv. Na povrchu byly tyto horniny zjištěny v sv okolí Kralovky. V tunelu (úsek A) však byly nafárány jen enklávy příbuzného složení do velikosti 1 metru. Reprezentují procesy míšení tavenin, vznikajících pohlcováním (hybridizací) hornin převážně bazického složení, s granitovým magmatem. Vznikla tak pestrá škála hornin od jemnozrnného amfibol-biotitického kvarcdioritu, přes výrazně porfyrický amfibol-biotitický granodiorit až po porfyrické biotitické granity (monzogranity). Časová posloupnost tvorby tavenin uvedeného složení je dokumentována vznikem vícenásobných uzavřenin. Enklávy starších bazičtějších hornin jsou uzavírány mladšími taveninami kyselejšího složení. Přínos draslíku z granitového magmatu je dokumentován zvětšováním množství i velikosti vyrostlic draselného živce. Charakteristickým znakem většiny těchto hornin jsou oválná zrna křemene s lemem obecného amfibolu a biotitu. Podle představ starších autorů jsou hybridní horniny fojtského typu staršími magmatickými horninami utopenými v mladším granitu (Milch 1899, 1902) nebo jsou částí okolních hornin plutonu, které podlehly různě intenzivní granitizaci (Berg 1923). Planární charakter a velký laterální rozsah roje intermediálních enkláv fojtského granitu může indikovat přítomnost mafického magmatu, buď na dně existující magmatické komory granitového složení nebo v podobě synplutonických žil (Castro et al.1991). Toto mafické magma rychleji chladlo a jen lokálně se mísilo s okolním granitovým magmatem za vzniku mafických a hybridních vrstev, čoček a shluků enkláv, především při bázi jizerského granitu. Sekvence horizontu fojtského granitu a granitů v jeho nadloží a podloží tak může reprezentovat stratigrafický řez, který poskytuje záznam krystalizace, plnění a míšení uvnitř magmatické komory, podobně jako tomu je v mafických zvrstvených intruzích. Fojtské granitoidy se vyskytují v podobě různě velkých bloků a balvanů, které reprezentují různě velké, zaoblené enklávy a angulární kry, obklopené vesměs libereckým granitem a výrazně porfyrickým granitem jizerského typu. Největší tělesa jsou tence deskovitého tvaru a dosahují délky od desítek až do několika stovek metrů. Tento roj enkláv je uspořádaný do nesouvislého, více než 6 km dlouhého horizontu, situovaného mezi obcemi Bedřichov na východě a Fojtkou.Tento horizont, vesměs sz.jv. směru, je ukloněn celkem ploše (do 45°), k severovýchodu a navazuje směrem na východ na ještě delší řetěz velkých ker fojtského granodioritu na listu Tanvald (Mrázová et al. 2001). V prostoru Žulového vrchu jsou ve dvou opuštěných lomech zastoupeny všechny uvedené variety fojtských granitoidů. Jejich kontakty s okolním libereckým granitem jsou ostré, lokálně byla popsána Klomínským (1969) magmatická brekcie, kde ostrohranné kry fojtského granodioritu jsou tmeleny libereckým granitem. Společnou petrofyzikální vlastností všech fojtských granitoidů je jejich nízká magnetická
11
susceptibilita (0,2 . 10-3 SI) v kontrastu s hodnotami pro okolní liberecký granit (2 –3 .10-3 SI). Drobně zrnitý výrazně porfyrický amfibol-biotitický granodiorit až kvarcdiorit (fojtský) Tato velmi heterogenní hornina patří do širší skupiny fojtských granitoidů. Dříve byla označována jako granitový porfyr (Gränzer 1927) a později popsána např. jako typ Žulový vrch a Fojtka (Klomínský 1969). Typickou lokalitou tohoto typu fojtského granodioritu na listu Liberec jsou opuštěné lomy na svazích Žulového vrchu. Je to středně šedá, černě kropenatá hornina s drobnozrnnou mesokrátní základní hmotou, s vyrostlicemi draselného živce, plagioklasu a xenokrysty křemene. V základní hmotě se uplatňují vedle uvedených složek biotit, méně amfibol, akcesorický titanit, orthit, zirkon, ilmenit, druhotný sericit a chlorit. Charakteristickým znakem všech hornin patřících do skupiny fojtských granitoidů jsou časté několika centimetrové oválné uzavřeniny melanokrátního drobnozrnného dioritu a xenokrysty kouřově zbarveného křemene, tvořené undulósními agregáty, lemované hypidiomorfními zrny amfibolu a biotitu. Idiomorfní vyrostlice draselného živce zpravidla dosahují velikosti do 4 cm. Jsou světle růžové i bílé barvy. Narůžovělé vyrostlice draselného živce jsou často obaleny 1–2 mm lemem bílého albitu. Jen místy se objevují i několik cm velké oikokrysty bílého plagioklasu s četnými zrnky biotitu i amfibolu. Plagioklas se také vyskytuje v podobě vyrostlic a zmenšováním jejich velikosti se postupně stává součástí základní hmoty. Vyrostlice albiticky lamelovaného plagioklasu se vyznačují mnohonásobnou oscilační zonálností s kolísáním bazicity od An40 pro jádro až po An05 při okraji jedinců. Draselný živec je reprezentován mikroklinem s charakteristickým pertitickým lamelováním. V chemickém obrazu se horniny fojtského typu ve srovnání s okolním prostředím obecně vyznačují jen zvýšeným obsahem CaO, TiO2, BaO a MgO. Výrazně porfyrický drobně až středně zrnitý biotitický granit (fojtský) je nejkyselejším členem řady fojtských granitoidů. Vyskytuje se v omezené míře zejména mezi výrazně porfyrickým drobně zrnitým amfibol-biotitickým granodioritem a libereckým granitem na svazích Žulového a Mniškového vrchu. Je to světle šedá až nažloutlá středně porfyrická, nápadně kropenatá hornina. Z vyrostlic nejvíce upoutá pozornost narůžovělý K-živec, agregáty biotitu a kouřového křemene s charakteristickými lemy biotitu a podřízeného obecného amfibolu. Hornina obsahuje více K-živce a křemene. Z tmavých minerálů převládá biotit a plagioklas odpovídá oligoklasu. V ostatním se petrografický popis podobá výše uvedenému typu. Středně zrnitý výrazně porfyrický biotitický granit (jizerský) je hlavním typem granitu v horské části Jizerských hor v širším okolí bedřichovského a soušského tunelu. Výrazně porfyrický biotitický granit má místy planární nebo lineární uspořádání vyrostlic draselného živce a mafické mikrogranulární enklávy a šlíry. V čerstvém stavu je to světle šedá hornina různých odstínů, často s narůžovělým nádechem. V základní hmotě je zastoupen plagioklas, draselný živec, biotit, chlorit, ojediněle amfibol a akcesorie. Vyrostlice jsou tvořeny hlavně bělavým nebo narůžovělým až masově červeným hypidiomorfním draselným živcem o velikosti 3–5 cm, výjimečně až 7 cm, a v menší míře plagioklasem. Plagioklas (albit-oligoklas) základní hmoty tvoří 12
hypidiomorfní zrna o velikosti 3–10 mm. Je albiticky lamelovaný v kombinaci s oscilační zonálností. Jádra plagioklasů jsou postižena intenzivní sericitizací. Draselný živec základní hmoty nejčastěji karlovarsky srůstá, často obsahuje perthitické odmíšeniny. Velké vyrostlice uzavírají biotit a drobné lišty plagioklasu. Biotit se vyskytuje v podobě hypidiomorfně omezených tabulek až sloupečků, jejichž velikost obvykle nepřesahuje 2 mm. Tvoří většinou agregáty buď volně seskupených jedinců, nebo ojediněle shluky s amfibolem. Velikost agregátů je v průměru 3–5 mm. Amfibol je hypidiomorfní až idiomorfní, průměrně 2 mm velký. Vyskytuje se v podřadném množství. Z akcesorických minerálů je nejhojnější výrazně zonální hypidiomorfní allanit. Hrubě až středně zrnitý porfyrický biotitický granit (liberecký) tvoří hlubší část krkonošsko-jizerského masivu. Na povrch vystupuje vždy v podloží výrazně porfyritického jizerského granitu, zejména v depresních částech plutonu a při jeho jižním okraji. V typickém vývoji se vyskytuje v okolí Liberce, kde se těží jako stavební a dekorační kámen (Ruprechtice). Je také hlavním horninovým typem úseku B bedřichovského tunelu. V čerstvém stavu je to narůžovělá hornina. Tento celkový barevný dojem vyvolávají hlavně růžové vyrostlice draselného živce, které zaujímají až polovinu pozorovavé plochy. Jejich tvar je obvykle krátce sloupcovitý. Řezy největších vyrostlic dosahují rozměrů 3 x 2 cm.Ve velkozrnné nebo hrubozrnné (5–10 mm) základní hmotě je vedle draselného živce zastoupen plagioklas o bazicitě An 38–30, křemen, biotit, častý amfibol, muskovit, akcesorický zirkon, apatit, titanit, ortit, magnetit a pyrit. Druhotně vzniká sericit, chlorit, epidot a limonit. V menším množství a v menších krystalech se jako vyrostlice vyskytují též bělavé plagioklasy. Některé vyrostlice draselných živců mohou být lemovány bílým albitem.V základní hmotě je vedle kouřově světlešedého křemene a nevelkého množství biotitu (8–10 %) opět růžový draselný živec a bílý nebo slabě nazelenalý plagioklas. Drobně zrnitý porfyrický biotitický granit (mšenský). Drobnozrnný biotitický granit převážně světle šedé až pleťové barvy v sobě zahrnuje několik variant, které se navzájem liší strukturou, minerálním a chemickým složením. Výchoz takového granitu byl zastižen v nezápadnější části úseku C bedřichovského tunelu Na střelnici. Charakteristickým znakem je jejich výrazně porfyrická struktura s až 1 cm velkými kapkovitými agregáty kouřově hnědého, undulosního křemene. Většina těchto hornin tvoří v krkonošsko-jizerském masivu deskovitá tělesa malého laterálního rozsahu a vesměs velmi mírného úklonu o mocnosti až několika desítek metrů. Jejich výchozy jsou velmi sporadické, nejčastěji se nacházejí ve formě menších bloků nebo větších balvanů, například v okolí pískovny jižně od Fojtky nebo na hřebeni Klášterního vrchu. V typickém vývoji je výrazně porfyrický drobnozrnný granit zastoupen v opuštěném jámovém lomu na Mšenském vrchu, severovýchodně od Jablonce n. Nisou. Slabě narůžovělé až bílé vyrostlice draselného živce v drobnozrnném granitu dosahují délky až 3 cm a jsou zpravidla karlovarsky zdvojčatělé s občasnými drobnými šupinekami biotitu a téměř idiomorfních zrnek plagioklasu. V základní allotriomorfní hmotě se hojně vyskytuje plagioklas (oligiklasového složení), křemen, draselný živec a v menším množství hlavně biotit. U další varianty drobnozrnného porfyrického granitu, blízkého hybridnímu granitu fojtského typu z oblasti Bílé Desné, se objevují i bílé, 13
zakalené, 1–2 cm velké vyrostlice kyselého plagioklasu. Hojnější biotit se zde hromadí hlavně při okrajích zrn živců a hornina tím nabývá vzhledu hybridního granitu fojtského typu. Přispívají k tomu i časté, až několik centimetrů velké agregáty biotitu, které mají charakter restitu. O dvojakém postavení porfyrického drobnozrnného granitu v sukcesním schématu krkonošsko-jizerského masivu svědčí uzavřeniny jedné z jeho leukokrátních variant v libereckém granitu, zjištěné ve výchozu jihozápadně od Žulového vrchu u Liberce. Mladší drobnozrnný porfyrický granit (mladší než liberecký granit) se liší od staršího drobnozrnného porfyrického granitu hlavně chemickým složením. Prvně jmenovaný granit je zřetelně acidnější, s nižšími obsahy Ti, Mg, Ca a často vyšším poměrem K2O/Na2O v rozpětí 1,4–1, Drobně až jemně zrnitý biotitický a muskovit-biotitický leukogranit tvoří žíly různé mocnosti, od několika cm do první desítky metrů, ve všech granitoidech krkonošskojizerského masivu. Jsou to převážně leukokratní jemnozrnné až drobnozrnné horniny až aplitového vzhledu. Šedobílé nebo světle růžové zbarvení jim dává draselný živec, převažující nad albitem. V základní hmotě ze světlých minerálů je dále přítomný křemen, z tmavých minerálů jsou časté větší šupiny biotitu. Na výchozech se tyto žíly objevují sporadicky, většinou jako pravé žíly malé mocnosti, směrné délky, různých směrů a sklonu. Jejich přítomnost je často doložena jen výskytem balvanů a úlomků v lese nebo na haldách kamene při okrajích luk. Největší akumulace ploše ukloněných žil a žilných těles se na mapovém listu nachází při jeho v. okraji v prostoru Vysokého hřbetu u Bedřichova, kde jedno z těchto těles bylo v minulosti těženo na lomový kámen. Žíly podobného složení a tvaru byly nafárány v úseku A bedřichovského tunelu. Společně vytvářejí nesouvislý několika kilometrový pruh sz.-jv. směru s úklonem jednotlivých žil k JZ. V jednom z opuštěných lomů na Vysokém hřbetu je v jeho stěně zastižen nadložní kontakt libereckého granitu a drobně zrnitého leukogranitu. Kontaktní linie je zubovitá a bývá zvýrazněna několikamilimetrovým proužkem bohatým na biotit. Tato biotitová akumulace je výsledkem tepelného účinku leukogranitu, a reprezentuje tak stopu kontaktní metamorfózy na starší liberecký granit, který byl v omezeném měřítku několika centimetrů resorbován mladším leukogranitem. Uzavřeniny a ostatní nehomogenity Uzavřeniny různorodých hornin patří k typickým znakům granitoidů krkonošskojizerského masivu. Ostatní nehomogenity v podobě biotitických šlír a pegmatitových hnízd se obecně vyskytují podstatně méně často nebo jsou v případě biotitických nehomogenit na výchozech obtížně identifikovatelné. Uzavřeniny i biotitické nehomogenity (šlíry) se vyskytují častěji v blízkosti původního stropu krkonošskojizerského masivu, ve výrazně porfyrickém středně zrnitém granitu (jizerském granitu) nebo v blízkosti jeho přechodu do porfyrického hrubozrnného granitu (libereckého granitu). Uzavřeniny různorodých hornin jsou vesměs ostře omezené relikty různě intenzivně granitizovaného krystalinického pláště včetně magmatitů bazického složení, v libereckém a jizerském granitu pak i derivátů staršího tanvaldského granitu. Lze rozlišit: 1. Uzavřeniny kyselého, intermediálního až bazického složení; 14
2. Uzavřeniny krystalinického pláště (migmatity, kontaktní rohovce, fylity); 3. Ostatní nehomogenity – šlíry a pegmatitová hnízda. ad 1) Většina zjištěných uzavřenin je intermediálního až bazického složení. Jejich rozměry kolísají od velkých, kartograficky vymezitelných ker i několika set metrové velikosti až po kulovitá nebo častěji diskovitá tělesa velikosti okolo 50–5 cm i méně. Výskyt těchto malých, často tlakem nebo pohybem magmatu zploštělých uzavřenin je velmi nepravidelný, proto není v geologické mapě vyznačen. Uzavřeniny jsou tvořeny z celé škály vesměs porfyrických mesokrátních a melanokrátních hornin proměnlivého minerálního složení, textury i struktury, často s velkými xenokrysty křemene a porfyrokrysty draselného živce. Ojediněle byly nalezeny v libereckém granitu melanokrátní jemnozrnné uzavřeniny převážně složené z jemnozrnné křemennoživcové hmoty s úzkými až několika centimetrovými, lištami novotvořeného biotitu. V některých uzavřeninách se nacházejí další, výrazně melanokrátnější (až 60 % tmavých složek) a zároveň bazičtější, často ostrohranné mikrogranulární uzavřeniny, které jsou jen centimetrových rozměrů, jemného zrna a rohovcovitého vzhledu. Vzácně se uzavřeniny různé geneze seskupují do menších hnízd nebo jsou obklopeny orientovanými vyrostlicemi draselného živce. Zvláštní postavení mají v geologické mapě vyznačené enklávy fojtského granodioritu, známé zejména z prostoru Fojtky (Klomínský 1969). Uzavřeniny granitového složení (autolity) jsou mnohem vzácnější. Byly nově zjištěny například na výchozech u Kateřinek při severním okraji mapového listu. Několik oválných, diskovitých ostře omezených enkláv v libereckém granitu, o velikosti několika decimetrů, je zde tvořeno leukokratním drobnozrnným až jemnozrnným biotitickým granitem, texturně i strukturně připomínajícím některé varianty tanvaldského granitu, popisované ve vysvětlivkách k listu Jablonec n. Nisou (Klomínský et al. 2000). ad 2) Uzavřeniny krystalinika, vesměs decimetrových rozměrů, jsou reprezentovány sporadicky se vyskytujícími rohovci a amfibolickými rulami. ad 3) Ostatní nehomogenity jsou hlavně reprezentovány šlírami. Jsou to obvykle tence deskovité biotitické i aplitické polohy nebo krátké, nepravidelné šmouhy, intimně spjaté s okolním libereckým a jizerským granitem. Omezení těchto nehomogenit je vcelku ostré nebo, zvláště v detailu, difúzní. Na obou stranách šlír se vyskytuje masivní porfyrický granit (jizerský nebo liberecký granit). Složené biotit-aplitové šlíry o mocnosti až 1 metru lze ojediněle sledovat i na vzdálenost několika desítek metrů). Tenké biotitové šlírové polohy bývají často výrazně kratší, zato však jsou zpravidla intenzivně zprohýbány. Výskyt šlír a jejich generelní uspořádání a orientace jsou bezpečným záznamem složitého pohybu granitového magmatu na hranicích jednotlivých intruzivních pulsů a indikátorem anisotropie vnitřní stavby krkonošskojizerského masivu. Obecně je však orientace úklonu biotitových šlír opačná, něž je orientace úklonu enkláv hybridních hornin fojtského typu (Klomínský 1969). Pegmatitová hnízda se vyskytují na mapovém listu velmi zřídka. Jen v libereckém granitu jsou častější. Nejlepší příklady pegmatitových hnízd se nacházejí občas v činném lomu Ruprechtice. Hnízda zde mají rozmanité tvary od kulovitých forem až 15
po hadicovitá a amébovitá tělesa. Jejich rozměry dosahují až několika metrové délky či šířky a vesměs přímo ostře hraničí s okolním libereckým granitem. Hnízda jsou tvořeny velkými krystaly a agregáty kouřového až záhnědového křemene, růžového draselného živce, hnědočerného biotitu a bílého albitu, jejich velikost dosahuje až několika decimetrů. Občas se objevuje turmalín (skoryl), epidot, beryl a muskovit. Výčet vzácnějších minerálů těchto pegmatitů uvádí Gränzer (1927). Bazaltandesit (melafyr) pravděpodobně permokarbonského stáří se v šíírším okolí vodárenských tunelů vyskytuje v podobě pravých žil až několikametrových mocností. Jejich výchozy jsou často sledovány mladšími křemen-hematitovými žilami shodného sz.-jv. směru. Žíly bazaltandesitu byly jako olivinický diabas (melafyr) podrobně popsány Gränzerem (1901) ze zářezu železniční tratě u libereckého nádraží. Vyskytuje se zde pásmo tří žil o mocnosti 65, 75 a 85 cm, které jsou navzájem vzdálené více než 30 m. Podobně jako jinde v mapovaném území jsou tyto žíly intenzivně hydrotermálně alterovány, drceny a znovu tmeleny křemen-hematitovou žilovinou. Bazaltandesit je tmavě šedozelené nebo i šedohnědé až červenohnědé barvy. V základní afanitické základní hmotě jsou makroskopicky viditelné asi 1 mm velké pseudomorfózy po olivínu (tvořené serpentinem a Fe-oxidy). V mikroskopu byly identifikovány tyto minerály: lištovitý plagioklas-labradorit dvou generací, porfyrická zrna serpentinizovaného olivínu, primární magnetit, K-živec, augit, biotit, zirkon, apatit, epidot, hematit, limonit, kaolinit, serpentin, chlorit, leukoxen, pyrit i křemen. Žíly křemene (místy s hematitem) výplňují četné tektonické zlomy sz.-jv. směru. Jejich mocnost kolísá od několika milimetrů až do několika metrů. Žíly se často štěpí nebo naduřují. Podle úlomků nebo izolovaných výchozů a odkryvů jsou sledovatelné na vzdálenost až několika kilometrů. Žilovina se skládá z tektonické brekcie okolní, starší horniny (libereckého granitu nebo i bazaltandesitu) tmelené řadou generací křemene různé barvy a zrnitosti. Stálým průvodcem zejména starších generací křemene je jemnozrnná suspenze hematitického pigmentu. Vulkanické horniny terciérního stáří jsou v širším okolí vodárenských tunelů zastoupeny olivinickým melilititem až polzenitem, nefelinitem, bazanitem-limburgitem a v několika případech i blíže nespecifikovanými bazaltoidy v podloží kvartérních sedimentů. Na dnešním povrchu vyplňují trhliny v libereckém a jizerském granitu a mají zde tvar žil nebo malých sopuchů. Drobnější žíly byly objeveny již v 19. století při stavebních pracích nebo při těžbě lomového kamene přímo v Liberci a jeho bezprostředním okolí. V magnetickém poli krkonošsko-jizerského masivu tyto vulkanity vyvolávají výrazné magnetické anomálie. Několik takových anomálií bylo blíže geofyzikálně ověřováno uprostřed města Liberce, jihozápadně od Bedřichova a u Krásné Studánky. Mohou reprezentovat výskyty výše uvedených hornin pod pokryvem kvartérních uloženin. Petrograficky byly podrobně popsány již Gränzerem (1901, 1929). Jejich výstupní dráhy obecně sledují tektonické zóny sz.-jv. a sv.-jz. směru, avšak na výchozech a odkryvech mají často i odchylný směr (například V-Z). Obdobné horniny byly zjištěny a podrobně popsány Scheumanem (1913), Ulrychem et al. (1987,1988) a Pivcem et al. (1998) na JZ od Ještědského hřbetu z území řeky Ploučnice (osečenské intruzivní centrum), jež náleží do labské tektonovulkanické zóny (Ulrych 2001). Z tohoto vulkanického centra vybíhají zejména směrem k severovýchodu známé nefelinitové žíly v podobě tzv. čertových zdí. Jejich laterální rozsah je sledovatelný do 16
vzdálenosti 40 km od osečenského centra, napříč Ještědským hřbetem až do území krkonošsko-jizerského masivu, daleko za lužickou tektonickou zónu. Jak uvádí Ulrych et al. (1988) tyto alkalické a ultraalkalické, bazické a ultrabazické horniny jsou plášťového původu a reprezentují produkty magmatické aktivity oharského interkontinentálního riftu. Starší (svrchní křída – paleogén) melilitická asociace (79–49 Ma) se vyskytuje hlavně na periferii riftu a je definována Ulrychem et al. (2001) jako předriftová řada, zatímco mladší (eocén – miocén) alkalická asociace (31–8 Ma) – reprezentovaná zde bazanity, limburgity a bazalty souvisí s hlavními fázemi aktivity oharského riftu. V 19. století a na počátku minulého století byly větší výchozy neovulkanitů v okolí Liberce těženy v několika lomech na štět a štěrk pro výstavbu a rekonstrukci lesních a polních cest i silnic. U většiny z nich byly exploatovány jen připovrchové partie až do hloubky 5–10 metrů. Dnes jsou pozůstatky této těžby v terénu zachovány v podobě několika jámových lůmků (Vratislavice, Janov n. Nisou a Stráž n. Nisou). Neovulkanity zpravidla netvoří výchozy. Jejich stopy se nacházejí v podobě jednotlivých balvanů a valounů jednak v suti a jednak v korytech některých potoků. Melilitické horniny při povrchu zvětrávají na žlutofialovou jílovitou hmotu a v čerstvém stavu byly zastiženy jen náhodně v granitových lomech (Ruprechtice) nebo při zakládání staveb. Olivinický bazanit až limburgit byl na mapovaném území zjištěn zejména v opuštěných lomech u Hašlerovy chaty u Bedřichova, na jižním okraji Vratislavic n. Nisou a Doubí. Tvoří několik desítek metrů dlouhá a několik metrů široká tělesa ve tvaru malých sopouchů (přívodních kanálů), případně s krátkými odžilky. V základní hmotě, často sklovité, složené s příměsí magnetitu, vystupují vyrostlice olivínu a augitu. Až 20 % objemu horniny často tvoří úlomky minerálů okolního libereckého granitu.
7
TEKTONIKA KRKONOŠSKO-JIZERSKÉHO MASÍVU
Planární magmatické struktury V krkonošsko-jizerském masivu lze na výchozech libereckého i jizerského granitu mapovaného území pozorovat a měřit přednostní orientaci šlír a uzavřenin, které vznikají během toku magmatu. Plošně paralelní usměrnění vyrostlic živce bylo pozorováno jen ojediněle v jizerském granitu. Směrově jsou převažující bazické uzavřeniny zcela konformní se slupkovitou stavbou granitové intruze, avšak jejich sklon je většinou protiklonný, orientovaný kose nebo kolmo k předpokládanému sklonu šlírové stavby a plošně paralelnímu uspořádání vyrostlic draselného živce. V mapovaném území krkonošsko-jizerského masivu je pravděpodobně zachycena část západního závěru jeho velmi ploše stratifikované stavby s generelními úklony uzavřenin k SV. Některé šlíry a ložní žíly mladších leukokrátních granitů se však pod mírným úhlem sklání k jihu, případně k JZ. Lineární magmatické struktury V horninách krkonošsko-jizerského masivu jsou lineární textury charakterizovány nedokonalou paralerní orientací nejdelších os vyrostlic draselného živce nebo protažením uzavřenin. Tento druh lineací se vyskytuje i na plochách planárních textur.
17
Nedokonalé lineární uspořádání vyrostlic draselných živců bylo pozorováno jen na výchozech výrazně porfyrického jizerského granitu v severovýchodním cípu mapy. Orientace a protažení xenolitů spolu s přednostním uspořádáním vyrostlic draselných živců i magnetické lineace zsz. – vjv. směru (Diot et al. 1994) svědčí jednak o konformitě uspořádání lineárních prvků s pláštěm a tedy i jeho syntektonickém vmístění, kontrolovaném patrně pohyby na intrasudetském zlomu a zlomech labského lineamentu. Puklinová tektonika Jak konstatoval již Cloos (1925), základní puklinové systémy granitové intruze jeví zákonité uspořádání opírající se hlavně o orientaci planárních i lineárních textur a horninových žil. Puklinové systémy krkonošsko-jizerského masivu rozděluje Klomínský (1969) na dvě základní skupiny: 1. Primární puklinový systém jako výsledek chladnutí (kontrakce) masivu, 2. Sekundární puklinový systém jako výsledek pozdějších regionálních deformací. Primární puklinová síť krkonošsko-jizerského masivu se skládá ze tří puklinových systémů: (a)
Ploše uložené pukliny bývají obvykle vyplňovány aplity a leukokrátními drobnozrnnými granity.V četných lomech a skalních výchozech tyto pukliny spolu se strmými systémy zapřičiňují kvádrovitý rozpad granitů. V mapovaném území krkonošsko-jizerského masivu mají v.-z. až sz.-jv. směr s úklonem 15o k jihu, případně JZ.
(b)
Strmé systémy jsou v granitech známé také jako Q a S pukliny, kameníky nazývané dobrá a špatná strana. Oba systémy vytvářejí pravoúhlou síť puklin jako výsledek napětí vzniklého po utuhnutí granitového magmatu. Nejmarkantnější jsou Q pukliny, často vyplňované žilami aplitu a leukokrátního drobnozrnného granitu. V území Jizerských hor má tento systém převažující sz.jv. směr a velmi strmý úklon (90 – 85º) k SV. V rámci celého krkonošskojizerského masívu jeví dominantní Q pukliny vějířovité uspořádání. Ve východní části masivu mají tyto pukliny sv-jz až ssv-jjz směr o postupně se v jeho západní polovině přetáčí do sz-jv směru. Celkově se zdá, že kopíruje nejen tvar celého tělesa ale i hlavní stavbu vrásových os okolního krkonošsko-jizerského krystalinika.
(c)
Charakteristickým rysem strmé puklinové tektoniky vzniklé vlivem tektonického pole mladšího data, je síť dvou k sobě kolmých systémů (směru ZSZ-VJV a SSV-JJZ), s konstantní orientací regionálního rozsahu.. K němu se druží další speřené trhliny (například v.-z. směru) vzniklé při opakovaných tektonických pohybech na puklinách výše uvedených směrů.
8
ZLOMY A JEJICH ŽILNÝ DOPROVOD
Dominantními zlomovými strukturami v oblasti jsou zlomy sudetského, sz-jv směru, , které byly založeny již v závěrečných fázích variské tektogeneze a periodicky byly oživovány během mezozoika a terciéru a jsou seizmicky aktivní dodnes (Coubal 1999). 18
Jsou součástí poměrně širokého lužického zlomového pásma, k jehož hlavním strukturám patří zejména lužický přesmyk a machnínsko- šimonovický zlom s úklonem 80 až 60° k SV. Tyto zlomy vymezují hrásť Ještědského hřbetu na JZ a SV a jsou četné jak v ještědském krystaliniku, tak i v granitoidech krkonošsko-jizerského masivu, kde vytvářejí přes 5 km široký svazek zlomů, procházejících intravilánem Liberce. Zvláště dominantním zlomem této tektonické zóny je harcovský zlom, probíhající napříč celým mapovým listem, známý na sousedním listu Jablonec n. Nisou jako držkovský. Jeho až 10 metrů mocná tektonická výplň je složena z několika komponent různé provenience a stáří. Hydrotermálně alterovaný liberecký a jizerský granit nese znaky různě intenzivního drcení až mylonitizace.V takovém prostředí se často vyskytují permokarbonské žíly bazaltandesitů, tzv. melafyrů, několika metrových mocností, popisovaných již německými geology (Granzer 1901). Při opakování pohybů na těchto zlomech patrně v spodním terciéru byly melafyry přeměněny na tektonické brekcie a stmeleny několika generacemi křemene, často s hematitem. Takové zlomy sloužily také jako přívodní dráhy kenozoických neovulkanitů prostorově i geneticky spjatých s oharským riftem. Tyto četné žíly a malé sopouchy bazanitů, limburgitů, nefelinitů, melililitů-polzenitů, včetně blíže nepopsaných alkalických bazaltoidů, jsou subvulkanické formy objemově mnohem rozsáhlejších efuzí, ležících často přímo nad těmito zlomy. Některé z nich jsou indikovány v terénu ověřenými aeromagnetometrickými anomáliemi v podloží rašeliniště severně od Bedřichova a u Lužické Nisy uprostřed Liberce. Zlomy tohoto druhu, délky a směru již dlouho slouží jako vodiče zemětřesných vln ze vzdálenějších epicenter. Jsou to také kolektory prostých i minerálních vod včetně výronů CO2 radonu (např. vývěr vratislavické kyselky). Jak je patrno i z morfologie terénu v oblasti mezi Stráží n. Nisou a z. okrajem Liberce, je pásmo sz.-jv. zlomů dislokováno relativně mladšími zlomy ssv.-jjz. směru, které jsou patrně pokračováním struktur Čertových zdí v české křídové pánvi. Založení těchto zlomů však může být i starší (což vyplývá ze stáří vulkanitů, které jsou na ně vázány – viz Pivec et al. 1998). I na tyto zlomy jsou vázány krátké žíly ultraalkalických ultrabazických melilititů (polzenitů) o mocnosti od několika dm po 2 metry. Jejich výskyt je lokalizován do téměř 2 km širokého pásma probíhajícího od JZ k SV napříč celým mapovým listem. Tato tektonicky omezená zóna se projevuje jako mělká brázda, ve které se před rozsáhlejší denudací zachovaly jednak početné žíly mellilititů-polzenitů a také hlavní tělesa fojtského granodioritu na Žulovém a Mniškovém vrchu (obr. 5). Křížení podélných sz.-jv zlomů s příčnými sv.-jz. zlomy vytváří téměř pravoúhlou síť autonomních bloků s různou výškou vysunutí či zaklesnutí. To způsobuje náhlé změny v rozšíření zejména subhorizontálně uložených těles a v průběhu litologických rozhraní. Pohyby na výše uvedených zlomových systémech měly v různých obdobích různý charakter. Např. zlomové pásmo lužického přesmyku se v době sedimentace svrchní křídy chovalo jako poklesový zlom nebo šikmý horizontální posun, podle kterého poklesávalo dno křídové pánve a naopak vystupovaly horniny krkonošsko-jizerského krystalinika, které se staly hlavním zdrojem klastického materiálu v této části křídové pánve. Koncem křídy se však pohyb na tomto zlomu změnil v kompresní. Došlo k překocení křídových uloženin a výzdvihu permokarbonských sedimentů a další
19
exhumaci krystalinika na SV od zlomu. V této etapě mohly vznikat i ssv.-jjz. žíly ultramafických neovulkanitů (polzenitů, melilititů), jejichž stáří se pohybuje v rozmezí (77–55 Ma – Pivec et al. 1998) Terciérní aktivita na tomto systému zlomů je doložena poklesem dna Žitavské pánve a jejích výběžků, které zabíhaly hluboko do Liberecké kotliny. Vyplňování pánve bylo doprovázeno opět vulkanickou aktivitou. Relativní výzdvih Ještědského hřbetu vůči Liberecké kotlině musel probíhat i dále během kvartéru. To lze doložit rozsáhlými akumulacemi výplavových (aluviálních) kuželů na sv. svahu Ještědu. Tyto sedimenty byly akumulovány nasycenými toky, příp. hustými úlomkotoky. Mobilizace takovýchto silně nasycených proudů bývá způsobena nejčastěji seizmickou událostí, případně ještě kombinovanou s vhodnou meteorologickou situací. V oblastech s významným výzdvihem a dostatečnou geomorfologickou rezistencí, kde po překročení prahových hodnot dochází ke katastrofickým událostem, jsou v těchto případech mobilizovány různé typy nasycených proudů. Rozhodně je však nutný dostatečný topografický gradient, dostatek rozvolněných zvětralin, příp. nezpevněných sedimentů a dostatek transportního média, kterým je v tomto případě voda. Množství vody a regolitu či nezpevněných sedimentů bylo dostatečné pro sedimentaci aluviálních hlinitokamenitých sedimentů minimálně během kataglaciálních fází pleistocenních glaciálů, kdy docházelo k degradaci značně mocného permafrostu. Otázkou tedy zůstává, proč k tomuto typu sedimentace docházelo pouze během spodního pleistocénu (s přesahem do počátku středního pleistocénu). Jediným vysvětlením je jiná morfologická dynamika reliéfu, způsobená ať již relativním výzdvihem Ještědského hřbetu vůči Liberecké pánvi, nebo výrazně vyšší seizmickou aktivitou. Mnohem pravděpodobnější je první možnost, protože liberecká oblast leží v místech pokračování hronovsko-poříčské poruchy, podél níž dochází k poměrně častým zemětřesením s magnitudem přesahujícím 6 (viz níže). I když projevy v této oblasti jsou již mnohem nižší, lze předpokládat, že během cca 600 000 let od doby konce aluviální sedimentace muselo dojít k mnoha katastrofickým zemětřesením, sedimentární doklady pro to však chybí. Lze tedy s velkou pravděpodobností považovat za primární příčinu sedimentace aluviálních kuželů relativní výzdvih Ještědského hřbetu vůči Liberecké kotlině. Vzhledem k tomu, že sedimentace aluviálních kuželů končí během začátku středního pleistocénu a je vystřídána typickým zahlubováním Lužické Nisy spojeným se vznikem klimaticky podmíněných agradačních fluviálních teras, lze uvažovat o změně tektonického režimu během tohoto období, kdy pravděpodobně došlo ke snížení rychlosti výzdvihu Ještědského hřbetu. Pro mladší období nelze v kvartérních sedimentech zjistit jednoznačné doklady pro tektonickou aktivitu ve studované oblasti, protože zahlubování současných toků spojené s klimaticky podmíněnou tvorbou agradačních teras může reflektovat pouze běžnou zpětnou říční erozi, vedoucí k vyrovnané spádové křivce, způsobenou terciérním a spodnopleistocenním výzdvihem. Recentní pohyby na tektonické síti mapového listu jsou dokumentovány Granzerem (1901), který podrobně popsal účinky zemětřesení, které postihlo Liberec a jeho širší okolí 10. ledna 1901. Epicentrum zemětřesení se nacházelo v okolí Hronova a Náchoda na hronovsko-poříčském zlomu a šířilo se do okolí zejména severozápadním směrem s lokálními pohyby i v sv.-jz. a s.-j. směru až do prostoru Drážďan a Hamburku. 20
Zemětřesení postihlo území o ploše 45 000 km2 mezi Lipskem, Saskou Kamenicí, Teplicemi v Čechách, Prahou, Jihlavou, Brnem a Žulovou ve Slezsku. Rychlost šíření tohoto zemětřesení na vzdálenosti 500 km od Trutnova po Hamburg byla odhadnuta na 5 km/s v sz. –jv. směru a 4 km/s v s.-j. směru. Otřesy byly na mnoha místech zaznamenány také během 10., 11., 1., 17. a 21. ledna 1901. Délka otřesů se pohybovala od jedné sekundy do pěti minut, v průměru jen 2-3 sekundy. Podle Gränzera (1901) mělo zemětřesení v místě epicentra intenzitu 6 v deseti stupňové stupnici. Zemětřesení s obdobnými parametry bylo zaznamenáno i 31. ledna 1883. Otřesy z 10. ledna 1901 se nejčastěji projevovaly horizontálními pohyby nábytku, pohyby stropních svítidel a otvíráním a zavíráním dveří. V okolí Liberce byly tyto pohyby zaznamenány zejména v sz.-jv. směru. To odpovídá pozorování na odkryvu harcovského zlomu, kde rýhování na tektonických ohlazech v 10 m mocné křemen-hematitové výplni má totožný směr (sz.-jv.) s úklonem 5° k SV.
Obrázek 5. Schéma tektonické sítě v okolí Liberce 1 –zlomy, 2 – výskyty melilititu – polzenitu (otevřené trojúhelniky) a výskyty ostatních neovulkanitů (plné trojúhelníky), 3 – výchozy fojtského granodioritu, 4 – mělká tektonická brázda se zachovalými relikty fojtského granodioritu a výskyty melilititu – polzenitu, 5 – přítomnost volného CO2, 6 – relativní smysl pohybu (pokles a výzdvih) na harcovském a šimonovicko-machnínském zlomu, 7 – zjištěný násun v krystaliniku Ještědského hřbetu, 8 – rozsah intravilánu města Liberec a Jablonec n. Nisou.
21
9
MAGMATICKÁ STAVBA A PUKLINOVÁ SÍŤ V OKOLÍ BEDŘICHOVSKÉHO TUNELU
Detailní strukturní výzkum širšího okolí bedřichovského tunelu v měřítku 1:10000 byl zaměřen především na studium magmatických staveb (tj. foliací a lineací) a ostatních magmatických struktur (mafické šlíry, mikrogranulární enklávy, magmatické vrásy), horninových žil a puklinových sítí. Základní horninové typy ve studované oblasti jsou reprezentovány výrazně porfyrickým jizerským granitem mezi Bedřichovem a Josefovým Dolem a porfyrickým libereckým granitem západně od Bedřichova. Výsledky povrchového strukturního výzkumu jsou shrnuty (i) v mapě magmatických staveb, (ii) v mapě puklin studované oblasti a (iii) ve stereogramech strukturních měření, přiložených ke strukturním mapám (příloha 2 a 3.). Magmatické struktury Magmatické stavby (tj. stavby bez interní deformace či rekrystalizace krystalů vzniklé v přítomnosti dostatečného množství taveniny v magmatu) jsou v obou typech granitů definovány tvarovou přednostní orientací vyrostlic draselných živců, popř. mikrogranulárních enkláv (příloha 3). Rozdílná je však intenzita vývoje staveb v těchto typech; v jizerském granitu s vyrostlicemi o velikosti až 5 cm a větším osním poměrem vyrostlic jsou zachovány výrazně silnější magmatické stavby než v granitu libereckém, který je často bez mezoskopicky pozorovatelné stavby. Strukturní mapování odhalilo přítomnost tří různých magmatických staveb ve studované oblasti (viz mapa a stereogramy): strmé magmatické foliace SZ-JV směru, strmé foliace SV-JZ směru a dominantních plochých foliací ukloněných pod mírným až středním úhlem k SV nebo k JZ. Magmatické lineace jsou převážně subhorizontální, orientované SZ-JV. Z asymetrických struktur (např. imbrikace živcových vyrostlic, tzv. „tilling“) v XZ řezu nelze interpretovat převládající regionálně významnou kinematiku staveb, neboť ta se mění na výchozech i v dm měřítku. Časové vztahy mezi jednotlivými typy staveb pozorované na výchozech indikují přepracování starších strmých foliací mladšími plochými stavbami. Tyto ploché stavby, stejně tak jako některé původně subhorizontální aplitové žíly a mafické šlíry, jsou často zvrásněné a tvoří přímé magmatické vrásy (bez evidence subsolidové deformace) metrového měřítka. Aplitové žíly jsou většinou ploše či středně ukloněné, směru SZ-JV nebo SV-JZ. Podobný charakter mají i mocnější (až 5 m) tělesa jemnozrnných granitů odkrytá v opuštěných lomech na Vysokém hřebeni, jež jsou rovněž ploše uložená a zvrásněná do velkých otevřených přímých vrás s amplitudou do 1 m.
Puklinová síť Puklinová síť studovaného území zahrnuje jak systematické pukliny, tak exfoliační pukliny a nesystematické pukliny. Systematické pukliny jsou reprezentovány vertikálními puklinami a ploše uloženými puklinami (příloha 3). Vertikální pukliny. Vertikální pukliny jsou přítomny na všech zkoumaných lokalitách studovaného území. Na převážné většině zkoumaných lokalit tvoří vertikální pukliny tvoří dva přibližně navzájem kolmé systémy (SV-JZ a SZ-JV), které spolu vytvářejí ortogonální síť, pouze ojediněle je na výchozech zastoupena pouze jedna skupina těchto vertikálních puklin. Vzdálenost těchto puklin se na výchozech pohybuje v rozmezí od 10 cm do 1 m. Studium faktografických znaků na povrchu puklin jasně ukázalo, že se jedná v první řadě o extenzní fraktury, které byly později částečně reaktivovány. Tyto reaktivace (striace na povrchu puklin, orientovaný růst vláknitých minerálů) indikující
22
malá přemístění podél zlomových ploch mají převážně charakter horizontálních posunů (subhorizontální striace na povrchu puklin) s jak levostrannou tak pravostrannou kinematikou. Doposud se nepodařilo interpretovat, která z pozorovaných skupin vertikálních puklin je starší. Orientace těchto puklin nápadně koreluje se zjištěnými strmými magmatickými stavbami SV-JZ a SZ-JV směru. Subhorizontální pukliny. Ploše uložené pukliny (sklon do 20°) mají většinou variabilní směr, jejich vzdálenost je větší než u vertikálních puklin, obvykle se pohybuje kolem 1 m. Byly pozorovány pouze na povrchu a lze tedy předpokládat jejich závislost na hloubce, jejich vznik mohl být způsoben termální kontrakcí při chladnutí tělesa nebo relaxací vertikální složky napětí. Exfoliace. Jako časově nejmladší byly pozorovány exfoliační pukliny, které jsou přítomné na všech studovaných lokalitách. Exfoliační pukliny jsou velmi husté subhorizontální plochy (sklon do 10°) se vzdáleností puklinových ploch 1 – 10 cm. Na některých výchozech exfoliace často úplně transponují jakékoliv preexistující struktury. Jejich výskyt je pravděpodobně do hloubky omezený, neboť kopírují morfologii terénu a jejich sklony a směry jsou závislé na pouze na současné morfologii povrchu. Jejich vznik souvisí hlavně s relaxací vertikální složky napětí díky erozi nadloží, ale příspěvek sekundárních vlivů, jako precipitace sekundárních minerálů, zvětrávání nebo promrzání není možné vyloučit. Tyto vlivy patrně způsobují vznik silně zvětrané zóny v nejsvrchnější části masivu, jejíž hloubkový dosah zatím není možné přesně určit. Nesystematické lokální pukliny. Na některých lokalitách můžeme pozorovat nesystematické pukliny, které se nedají zařadit do žádné z výše popsaných skupin. Nesystematické pukliny zahrnují většinou krátké geometricky nepravidelné pukliny s délkou řádově decimetry až první metry, jejich je četnost je výrazně nižší než četnost vertikálních puklin, i orientace puklinových ploch je odlišná. Zpravidla bývají zakončovány na starších vertikálních nebo subhorizontálních puklinách a ojediněle i na exfoliacích. Dále můžeme mezi pukliny s nejasným původem zahrnout krátké kolmé pukliny, které se vyskytují mezi jednotlivými staršími puklinami. Geneze těchto typů puklin není zatím zcela jasná. Reaktivace puklinové sítě. Na některých lokalitách jsou patrné známky pozdější reaktivace puklinové sítě a to hlavně vertikálních puklin. Reaktivace se projevuje přítomností ohlazů (striací) anebo syntektonickým orientovaným růstem minerálů, zejména křemene. Na některých lokalitách byla pozorována intenzivní katakláza granitu související patrně s výrazným přemístěním na zlomech. V okolí těchto intenzivně frakturovaných zón je možno často pozorovat nově vytvořené puklinové a zlomové plochy. Tyto lokální fraktury nepřispívají k celkové charakteristice puklinové sítě, ale umožňují rekonstruovat paleonapětí v době reaktivace. V rámci předběžného strukturního výzkumu povrchu v okolí bedřichovského tunelu byla získána základní charakteristika magmatických staveb a puklinových sítí na studovaném území. Ze strukturního výzkumu vyplývá, že dominatní zde jsou dva systémy vertikálních puklin SV-JZ a SZ-JV směru, které silně korelují se strmými magmatickými stavbami. Tyto dva ortogonální systémy puklin jsou stejnoměrně vyvinuty na celém studovaném území, nebyl pozorován žádný prostorový ani hloubkový gradient distribuce a četnosti těchto puklin. Tyto vertikální pukliny byly 23
později reaktivovány horizontálními posuny. Nejmladšími puklinami jsou exfoliační plochy v přípovrchové zóně, která pravděpodobně nemá podstatný hloubkový dosah. Dále byly pozorovány nesystematické pukliny lokálního měřítka a zatím nejasné geneze. Pouze dva systémy vertikálních puklin jsou přítomny jak na povrchu v celém studovaném území tak i v bedřichovském tunelu, a lze předpokládat jejich pokračování do hlubších částí tělesa.
10
STRUKTURNÍ VÝZKUM BEDŘICHOVSKÉHO TUNELU
Studium puklinové sítě bedřichovského tunelu vychází z prvních geologickoprůzkumných prací, provedených během ražby tunelu V.Němečkem (1982 a 1984). Tyto práce obsahují výsledky měření a analýz provedených před betonáží geologicky nestabilních ůseků a tektonických zón. Na základě těchto údajů (ca. 850 tektonických struktur) byla sestavena tektonická mapa bedřichovského tunelu zahrnující měření i z úseků zakrytých betonem. V bedřichovském tunelu je novým fotogrametrickým mapováním zachycena v jizerském granitu celá řada jak magmatických struktur, tj. struktur vzniklých v přítomnosti určitého množství taveniny v magmatu, tak struktur spjatých s pozdějšími křehkými deformacemi granitu v pevném stavu. Základním cílem studia bylo nejdříve nejdříve jednotlivé typy struktur klasifikovat a definovat, pak je provedeno srovnání struktur v části tunelu raženého různými způsoby ražby (klasický destruktivní způsob a nedestruktivní DEMAG) a srovnání se strukturami pozorovanými na povrchu. Tyto podklady pak mohou být použity jako vstupní parametry pro pozdější interpretaci strukturního vývoje, kvantitativní zpracování a modelování puklinové sítě v okolí bedřichovského tunelu. Klasifikace základních typů struktur zachycených v bedřichovském tunelu Magmatické struktury. V tunelu byla zachycena celá řada magmatických struktur, význam jejich studia pro interpretaci puklinové sítě spočívá především v tom, že představují kompoziční, texturní a strukturní nehomogenity a mohly být prekurzory pro vznik mladších křehkých struktur. Nejběžnějším typem magmatických struktur jsou (a) magmatické stavby; (b) mikrogranulární enklávy; (c) mafické šlíry; (d) aplitové žíly; (f) mylonitické zóny charakteristické pro přechod z magmatického do subsolidového stavu. Magmatické stavby jsou definované definované tvarovou přednostní orientací vyrostlic živců. Ačkoliv hladký povrch stěny tunelu většinou neumožňuje přesné měření orientace magmatických staveb, častá je jejich homogenní orientace a a plochý a střední sklon (20-30°). Lokálně jsou tyto stavby porušeny doménami až s chaotickým uspořádáním vyrostlic, jsou zachovány strmější stavby nebo tvoří otevřené přímé magmatické vrásy metrového řádu. Roptýleně se vyskytují mikrogranulární enklávy různého složení a tvaru, většinou jsou však tyto enklávy svojí delší osou orientovány paralelně s magmatickou stavbou. Na několika úsecích tunelu byly pozorovány mafické šlíry, často zvrásněné do přímých otevřených vrás geometricky shodných s magmatickými vrásami vyrostlic živců, nebo geometricky komplikované soubory šlír. Nehojné aplitové žíly zachycené ve štole jsou většinou několik cm až dm mocné, středně ukloněné k SZ. Anastomózní mylonitické zóny jsou struktury vzniklé při 24
přechodu z magmatického do pevného stavu granitu, jsou tvořeny sekundárně chloritizovanou velmi jemnozrnnou základní hmotou anastomózně obklopující rigidní zrna živců. Tyto mylonitické zóny tvoří často pásma široká až několik desítek cm. Křehké struktury. Křehké struktury zachycené v tunelu byly klasifikovány do následujících typů: (a) vertikální extenzní pukliny bez výplně; (b) puklinové zóny; (c) extenzní pukliny s minerální výplní; (d) reaktivované pukliny; (e) horninové žíly; (f) en echelon soubory puklin; (g) kataklastické zóny; (h) nepravidelné pukliny. Strmé až vertikální extenzní pukliny bez výplně jsou reprezentovány velmi tenkými trhlinami protínající celý povrch stěny tunelu, tvoří dva sety puklin s velmi homogenní orientací (směr SZ-JV nebo SV-JZ). Tyto pukliny nemají minerální výplň, vzdálenost stěn puklin je do 1mm a představují extenzní pukliny módu I (propagace pukliny kolmo na její povrch), což je dokumentováno nulovým přemístěním vyrostlic živců podél puklinové plochy. Tyto pukliny tvoří v některých úsecích tunelu širší (až několik m) puklinové zóny s velkou frekvencí vertikálních puklin. Některé vertikální pukliny jeví známky pozdější reaktivace (striace a orientovaný růst minerálů) na puklinové ploše, tyto striace jsou vždy subhorizontální a indikují tedy aktivitu horizontálních posunů v oblasti tunelu. Kinematika těchto reaktivovaných puklin je jak pravostranná, tak levostranná. Kataklastické zóny jsou vyvinuty jako širší (až 20 cm) zóny intenzivního drcení granitu (kataklázy a mikrofrakturace), často jsou s nimi asociované zpeřené pukliny menšího řádu. Pukliny s minerální výplní a horninové žíly představují většinou extenzní fraktury vyplněné buď křemenem, kalcitem, hematitem, chloritem nebo bazalty, jejich mocnost je od 1mm do 0,5 m (u horninových žil). Tyto pukliny (žíly) jsou subvertikální a tvoří, stejně tak jako tenké extenzní pukliny, dva systémy SV-JZ a SZ-JV, mohou být i později reaktivovány horizontálními posuny. Poslední skupinou křehkých struktur odkrytých v tunelu jsou nepravidelné pukliny, jež jsou většinou krátké, geometricky zcela nepravidelné, nemají minerální výplň a mohou být různého původu. Rozdíl mezi destruktivní a nedestruktivní ražbou. Hlavní rozdíly v puklinové síti mezi úseky raženými klasicky (destruktivní střelbou) a DEMAGem jsou v přítomnosti a frekvenci krátkých nepravidelných puklin bez výplně. V části ražené DEMAGem se tyto pukliny vyskytují pouze lokálně, dominantní jsou SZ-JV a SV-JZ strmé extenzní pukliny. V části ražené destruktivní střelbou výrazně narůstá frekvence krátkých nepravidelných puklin, jež jsou orientovány pod úhlem 10-20° kose ke stěně tunelu (viz obr). Tyto pukliny nemají minerální výplně ani nejsou chloritizovány či hematitizovány, jsou vázány pouze na části ražené klasicky a jejich vznik tedy pravděpodobně souvisí s relaxací napětí po odstranění granitového materiálu z tunelu či jsou přímo vázány na frakturaci granitu zůsobenou střelbou. Tyto pukliny mohou být přímým projevem EDZ (excavation disturbed zone) na povrchu stěn tunelu. Jejich hloubkový dosah nebylo možné pomocí běžných strukturních metod ověřit. Orientace a hustota puklinových sítí v bedřichovském tunelu V příloze č.4 je puklinová síť úseku A bedřichovského tunelu klasifikována podle její výplně na pukliny s křemenem (místy s karbonáty), pukliny s jílovitou výplní a pukliny bez výplně. Mapa puklinové sítě zdůrazňuje výrazný kontrast v hustotě (frekvenci) puklin mezi sekcemi DEMAG a destruktivní ražby. Dramatický je zejména nárust puklin bez výplně v sekci destruktivní ražby. Hydrotermální žíly representované
25
puklinami s křemenem představují poměrně řídkou síť v obou sekcích s dominantní orientaci v sz. a sv. směru. Pukliny s jílovitou výplní representují výrazně hustší apoměrně rovnoměrnou síť. V obou sekcích mají tyto pukliny tendenci tvořit preferenčně orientované klastry v sz. nebo sv. směru. Tektonická síť v úseku A bedřichovského tunelu se skládá z několika segmentů s rozdílnou orientací napětí skalního masívu. Projevuje se to především ve změně azimutu hlavních subvertikálních puklinových systémů (příloha 5 a 6). Jihozápadní segment v rozmezí 2577 m až 1650 m je reprezentován výrazným ortogonálním systémem puklin SZ-JV a JZ-SV směru. Rozdílná orientace hlavního puklinového systému je však v sousedním úseku tunelu mezi 1650 m až 850 m, kde se kromě zmíněného puklinového systému objevují jako hlavní směr pukliny V – Z směru.V tomto směru se v střední části tunelu také objevuje zvýšené množství puklin se sklonem 00 – 300 na obě strany. Tato změna azimutu hlavního puklinového systému o 300 – 400 může indikovat i změnu orientace napětí v granitovém masívu, které se v sekci klasické ražby projevilo vznikem husté sítě radiálních puklin bez výplně, saturující stěny tunelu průsakem podzemní vody. Zvláštní význam zde mají ploché pukliny, které drenují podzemní vodu ze starších subvertikálních puklin za stěnou tunelu. Frekvence výskytu puklin v bedřichovském tunelu je schématicky znázorněna v histogramech (obr. 7 a 8) počtu puklin v jeho desetimetrových úsecích. Na obrázku 7 jsou pukliny klasifikovány podle jejich sklonu. Nejčetnější jsou subvertikální pukliny v sekci destruktivní ražby, kde bylo zaměřeno až 8 extenzních puklin na deset metrů tunelu (Němeček, 1982). V sekci DEMAG je hustota těchto puklin velmi nepravidelná. Existují zde až 30 m dlouhé úseky bez jediné subvertikální pukliny. Hustota puklin středního sklonu (60 – 300) je zhruba stejná v obou sekcích. Frekvence subhorizontálních puklin (0 – 300 ) je opět větší v sekci destruktivní ražby, zatímco v sekci DEMAG tyto pukliny prakticky chybí.
26
Obr. 7 Frekvence výskytu puklin v bedřichovském tunelu Histogram frekvence puklin podle jejich výplně (obr. 8) demonstruje výrazně větší hustotu puklin bez výplně v sekci destruktivní ražby, kde se běžně počet těchto puklin pohybuje kolem 5 v deseti metrovém úseku tunelu.
Obr. 8 Frekvence puklin podle výplní
27
11
VZTAH MAGMATICKÝCH STAVEB A PUKLINOVÝCH SÍTÍ V TUNELU A NA POVRCHU
Hlavním rozdílem mezi povrchem a strukturní charakteristikou tunelu je absence subhorizontálních systémů puklin a exfoliací v tunelu. Tyto systémy puklin mají tedy pravděpodobně omezený hloubkový dosah a jsou vázány pouze na úzkou přípovrchovou zónu, v tunelu nejsou na žádném místě zachyceny. Dva dominantní systémy strmých puklin jsou zachyceny jak v tunelu, tak na většině výchozů, a lze tedy předpokládat jejich výrazný hloubkový dosah. Dalším rozdílem je vzdálenost puklinových ploch, která se na povrchových výchozech pohybuje v rozmezí 1-10 cm, kdežto v tunelu v řádech prvních milimetrů, popř. jsou tyto pukliny vyplněny minerální výplní o mocnosti typicky 1-10 mm. V rámci předběžného strukturního výzkumu povrchu v okolí bedřichovského tunelu byla získána základní charakteristika magmatických staveb a puklinových sítí na studovaném území. Ze strukturního výzkumu vyplývá, že dominatní zde jsou dva systémy vertikálních puklin SV-JZ a SZ-JV směru, které silně korelují se strmými magmatickými stavbami. Tyto dva ortogonální systémy puklin jsou stejnoměrně vyvinuty na celém studovaném území, nebyl pozorován žádný prostorový ani hloubkový gradient distribuce a četnosti těchto puklin. Tyto vertikální pukliny byly později reaktivovány horizontálními posuny. Nejmladšími puklinami jsou exfoliační plochy v přípovrchové zóně, která pravděpodobně nemá podstatný hloubkový dosah. Dále byly pozorovány nesystematické pukliny lokálního měřítka a zatím nejasné geneze. Pouze dva systémy vertikálních puklin jsou přítomny jak na povrchu v celém studovaném území tak i v bedřichovském tunelu, a lze předpokládat jejich pokračování do hlubších částí tělesa. V bedřichovském tunelu byla pozorována a klasifikována celá řada křehkých struktur, kromě přítomnosti vertikálních puklin byly též v klasicky ražené části tunelu pozorovány nepravidelné pukliny kosé ke stěnám tunelu, které jsou pravděpodobně důsledkem relaxace napětí po exkavaci nebo přímo spojené se střelbou.
12
PETROGRAFIE HORNIN BEDŘÍCHOVSKÉHO TUNELU
Souhrnný přehled petrografických typů zastoupených v bedřichovském tunelu podává klasifikační diagram QAP pro plutonické horniny (obr.9). V tabulce 1 je pak uvedeno kvantitativní mineralogické složení všech studovaných hornin. S výjimkou vzorku hydrotermální křemenné žily vyplňující dislokační zónu v metráži 140,3 m od bedřichovského portálu jsou do diagramu QAP promítnuty horniny všech vzorků. Maximum projekčních bodů v tomto diagramu (dvě třetiny všech 24 vzorků) připadá na jizerský granit. Ale i tak tento počet zaostává nad reálným objemovým i hmotnostním zastoupením tohoto horninového typu, kterému by podle skutečných poměrů příslušela hodnota zastoupení přes 95%. V tomto ohledu se pak jeví počet pěti vzorků bazických pecek (mikrogranulárních uzavřenin) proti skutečnému zastoupení jako výrazně nadsazený – místo 21% podle počtu bodů lze podíl těchto inhomogenit ve štole odhadnout na méně než ½ %, a to včetně šlír, které zjevně rozpouštěním bazických pecek vznikají. Ani skutečné zastoupení dalších tří hornin – jednoho žilného písmenkového granitu, jednoho episyenitu a jednoho granitového autolitu - neodpovídá 28
reálnému zastoupení. Jeho dosažení ostatně nebylo ani cílem výběru vzorků: jizerský granit jako zcela dominantní horninový typ je tímto výběrem charakterizován dostatečně a horninové typy odlišné musely být zohledněny v početním nadsazení jako určité specifické anomálie. Jizerský granit V úseku bedřichovského tunelu má tato hornina povahu výrazně a bohatě porfyrického světle růžového, značně kyselého granitoidu s hrubě zrnitou základní hmotou. V téměř shodných proporcích se v tomto tunelu uplatňuje draselný živec (většinou v podobě fenokrystů), plagioklas a křemen, ve značném kvantitativním odstupu a v menších rozměrech , ovšem ještě stále jako
Obr. 9. Klasifikační diagram QAP (křemen : alkalický živec : plagioklas) podle Le Maitre, ed. 2002 hornin bedřichovského tunelu (úsek A) Symboly: kolečka – monzogranit, základní horninový typ (16 vzorků) trojúhelníček – žilný písmenkový alkalickoživcový granit (makroskopicky aplitického vzhledu) (1 vzorek) kosočtverec – alkalicko živcový (epi)syenit (1 vzorek) hvězdička – autolit monzogranitu blízkého syenogranitu (1vzorek) plné čtverečky – bazické pecky (2x granodiorit, 2x tonalit, 1x kvarcdiorit) 29
Čísla v diagramu označují metráž vzorků od portálu tunelu. metráž 138a 138b 140,3 248 567 897 1225 1402a 1402b 1468 1530 1601 1832 2000 2017a 2017b 2032a 2032b 2040-50 2155 2170 2393a 2393b
K-živec 28 12 0 26 29 28 30 28 28 33 29 27 26 29 31 56 31 3 12 32 33 31 2
plagioklas 33 28 16 (i K-ž?) 34 32 35 31 31 32 29 57 34 33 34 30 0 31 22 32 20 31 31 30
křemen 31 15 72 30 29 29 29 29 30 29 0 30 31 29 32 44 31 37 22 25 28 30 35
biotit 6 5 11 8 7 7 8 9 8 8 10 7 8 7 6 0 6 16 30 15 7 7 16
amfibol 0 35 0 0 1 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 20 0 0 0 0 15
Akcesorie 2 5 1 2 2 1 2 3 2 1 4 2 2 1 1 0 1 2 4 8 1 1 2
Tabulka 1 Sumář kvantitativně mineralogického složení vzorků hornin z bedřichovského
tunelu Poznámka: v kolonce biotit je započítán i chlorit. Nadnormální hodnoty v kolonce akcesorie některých vzorků jdou na vrub výskytu epidotu, titanitu, kalcitu apod. Podstatná složka následuje biotit, zcela lokálně a v množství v podstatě zanedbatelném doprovázený amfibolem. Hlavní akcesorií je apatit, zatímco zirkonu bývá vesměs mnohem méně. Rudní minerál se vyskytuje zcela minoritně a mnohdy prakticky úplně chybí. O dalších příměsných minerálech nepatrného zastoupení bude zmínka v odstavci o akcesoriích. K sekundárním minerálům patří především chlorit, dále pak sericit a občasně se vyskytuje epidot a titanit, zatímco kalcit je v podstatě vzácností. Draselný živec Nejnápadnějším rysem v tunelu zastoupeného jizerského granitu je jeho hrubá porfyričnost. Růžové draselné živce o velikosti nad 15 mm, ale dosahující výjimečně velikosti až 7 cm, se objevují v počtu, který kolísá od 360 po 680 na 1 m2. Jejich rozměry a početní parametry, stejně tak jako jejich mikroklinu odpovídající triklinita, jsou kvantitativně vyhodnoceny dále. Příznačnými vlastnostmi draselného živce zdejšího granitu, patrnými ovšem teprve až v mikroskopu, je jeho pertitizace a hojný počet inkluzí. Pertitizace je většinou značně výrazná (v zrnech základní hmoty vesměs mnohem slabší než ve fenokrystech), vesměs vak jen mikroskopicky patrná. Ve
30
tvarovém ohledu je nejčastěji šlahounovitá až provazcovitá, méně často skvrnitá, a jen občas, zvláště v draselných živcích základní hmoty, klesá až na kryptopertitizaci. Jako inkluze se ve vyrostlicích objevují všechny ostatní podstatné minerály horniny, daleko nejčastěji však plagioklas; pro jeho drobná zrnka bývá příznačný výskyt úzkého čistého albitového lemu. Plagioklas Charakterizuje ho makroskopicky bělavá barva. Mezi vyrostlicemi je nehojný a vždy menších rozměrů než jakou se vyznačují draselné živce, zato v základní hmotě je hlavní složkou. V průměru bývá lépe omezen než živec draselný. Bývá četně zdvojčatěn a místy byly na jeho zrnech pozorovány i komplexní srůsty typu triád (kombinace zákona albitového, karlovarského a ala A), obecně pokládané za doklad ortomagmatické krystalizace. Zpravidla má zonální stavbu s poměrně plynulým (ne- oscilačním) poklesem bazicity od středního andezínu (výjimečně až bazického andezínu) po kyselý oligoklas. Z krkonošsko-jizerského granitu často zmiňované úzké plagioklasové lemy kolem vyrostlic draselného živce a nově polskými autory vykládané jako produkt procesu zvaného magma mixing (??) a označované jako struktura rapakivi, se v bedřichovském tunelu objevují rovněž, ale příliš hojné nejsou – jejich úhrnný výskyt, vázaný především na první polovinu profilu tunelu, lze odhadnout na méně než 1% celkového množství vyrostlic. Křemen Pro tento minerál je makroskopicky příznačná poněkud tmavší, nejčastěji hnědavě až narůžověle šedé barva. V mikroskopickém obraze se vyznačuje izometricky xenomorfními zrny, na nichž se projevuje tlakově podmíněná undulozita vesměs jen slabé intenzity. Biotit Ze všech podstatných součástek horniny je nejmenších rozměrů, zato bývá nejlépe (hypautomorfně až automorfně) omezen. V čerstvém stavu ho charakterizuje silný hnědý pleochroismus, nezřídka však podléhá degradaci. Její první fází je přeměna na biotit, jehož pleochroický barva pro směr X zůstává téměř nezměněna (světle okrově žlutohnědá), zato pro směr y Y a Z se pronikavě mění na výrazně zelenou, aniž však dochází ke změně výšky dvojlomu. Teprve v dalším stupni alterační degradace biotitu vzniká chlorit. Velmi příznačnou vlastností zdejších biotitů je mimořádně velký počet mikrolitických automorfní inkluzí hlavně apatitu (vesměs bez pleochroických dvůrků), méně často zirkonu (s pleochroickými dvůrky). Amfibol Tento minerál je v granitech krkonošsko-jizerského masivu vzácnosti a to platí i o bedřichovském tunelu. Ze šestnácti studovaných granitů byl zjištěn pouze ve dvou a to z 567 m a 897 m, v obou případech jen jako akcesorická singularita. Jde zjevně o ortomagmatický obecný amfibol (hornblend), nikoliv o amfibol sekundárně vzniklý. Ale i tyto jeho ojedinělé a kvantitativně téměř zanedbatelné výskyty při naprosté absenci muskovitu výrazně podtrhují metaaluminickoý charakter jizerského granitu.
31
Akcesorie Kromě apatitu a zirkonu, zmíněných již v předchozím odstavci, byl ve třech vzorcích (1601 m, 1851 m a 2000 m) zjištěn ortit v automorfních, silně oscilačně zonálních korodovaných krystalech, zcela singulárně se objevuje suspektní xenotim. O překvapivě nízkém až nulovém zastoupení rudních minerálů (vesměs zastoupených magnetitem) byla již zmínka výše. Je však třeba upozornit na skutečnost, že běžná petrografická mikroskopie může o akcesorických minerálech podat jen hrubý obraz, k jehož upřesnění by bylo třeba uplatnit speciální separační metody. Druhotné minerály. Nejfrekventovanějšími sekundárně vzniklými minerály jsou chlorit a sericit. Zejména chlorit, prudukt rozkladu biotitu, je svou výrazně zelenu barvou v mikroskopu zvlášť nápadný. Podle stoupající intenzity chloritizace byly granity studovaného souboru rozděleny do kategorií 0 až 3. Hodnotou 0 se vyznačují vzorky 1225, 1468 a 2017 m, hodnota 1 byla přiřčena vzorkům 128, 897, 1832 a 2000 m. Hodnotami 2 až 3, které z pohledu alterace lze považovat za krizové, je možno značit vzorky 248, 567, 1402, 2155 a zejména 1530 a 2170 m. U řady z posledně jmenovaných vzorků, nejkřiklavěji ve vzorku 2155 m (ovšem není liberecký granit ve vlastním slova smyslu, ale autolit tomuto granitu blízký) je zesílená chloritizace navíc podtržena výskytem epidotu. Stojí za zmínku, že epidot se vyskytuje, ačkoliv k tomu zdánlivě nejsou žádné chemické předpoklady, obvykle v těsném prostorovém sepjetí právě s chloritem. Pokud jde o druhý nejčetněji se vyskytující sekundární minerál – sericit, je jeho výskyt vázán na zákaly hlavně v plagioklasech, především jeho jádrech a označení tohoto alteračního produktu jako sericit, zohledňující v podstatě jen jemně šupinkatou povahu agregátů, je nutno brát s rezervou. K sekundárním minerálům je třeba přiřadit i titanit. Ten se evidentně tvoří v průběhu chloritizace biotitu nejprve jako jemný leukoxenický zákal, který se pak dále sběrnou krystalizací individualizuje až do poměrně velkých samostatných zrn. Kalcit se objevuje vzácně, obvykle v ojedinělých žilkovitých infiltracích. O sekundárním zčervenání živců, které je jiné povahy než běžně růžová primární barva vyrostlic, bude řeč později. Celkové minerální složení jizerského granitu zastoupeného v úseku A bedřichovském tunelu je málo proměnlivé a v klasifikaci IUGS odpovídá téměř ideálně průměrnému monzogranitu. To dosvědčuje i velice malý rozptyl projekčních bodů v diagramu QAP (obr. 9.). Z něho by mohl vzniknout dojem, že v celé délce štoly není možno v tomto horninovém typu zjistit žádnou variaci a žádný vývojový trend. Avšak bližší pohled, jaký poskytuje pět následujících diagramů (obr. 10 až 14, je dokladem, že určité mírné trendy se tu prosazují. První dva z těchto diagramů (obr. 10 a 11) sledují závislost kvantitativně-mineralogického poměru draselný živec : plagioklas na metráži. Nejprve (obr. 10) je prezentován tento vztah s vyznačením jedné regresní linie, společné pro všechny promítnuté body. I přes sníženou spolehlivost výchozích dat, získaných pouhým odhadem a navíc v hrubozrnné hornině, pro kvantitativní vyhodnocování málo příznivé, a značný rozptyl hodnot, lze generální věrohodnost trendu, ukazující na systematický nárůst živcového poměru, sotva zpochybnit. Rovněž tak je pravděpodobné, že vysvětlení tohoto trendu je třeba hledat ve frakcionačním procesu vývoje magmatu. 32
V pátrání po subtilnějších zákonitostech je však možno jít ještě dále. Jestliže diagram obr. 10 prohlédneme pozorněji, neunikne nám, že celý soubor bodů se vlastně skládá ze dvou dílčích podsouborů, mezi nimiž je dělítkem zhruba metráž 1500. Interpretace souboru všech bodů jako složeniny dvou podsouborů je vyjádřena hned v následujícím diagramu (obr. 11). Jsou tu tytéž body jako v diagramu předchozím, ale zde jsou rozděleny na podsoubor o metráži do 1500 m, jehož body jsou vyjádřeny kroužky, a na podsoubor o metráži nad 1500 m, jehož body jsou zobrazeny kosočtverečky. Každým z těchto dvou podsouborů je pak možno proložit samostatnou regresní linii, v obou případech stoupající, ovšem každá v jiném úhlu náklonu. To naznačuje možnost, že v úseku štoly někde kolem metráže 1500 existuje určitý přeryv a hranice dvou podcelků se semiautonomním vývojem. Něco podobného ostatně vyplývá i z dalšího diagramu (obr. 12), v němž jsou vyneseny hodnoty triklinity vyrostlic draselného živce., sumarizované číselně v tabulce 2. Vz. č. Fed 1 Fed 2 Fed 3 Fed 4 Fed 5 Fed 6 Fed 7 Fed 8 Fed 9 Fed 10
metráž 138 305 641 902 1225 1402 1601 1832 2000 2170
d131 2,993 3,002 2,994 2,992 2990 2,987 2,986 2,997 2,989 2,989
d131 2,932 2,940 2,930 2,929 2,930 2,928 2,930 2,932 2,926 2,928
rozdíl 0,061 0,062 0,064 0,063 0,062 0,059 0,056 0,065 0,063 0,061
∆ 0,763 0,775 0,800 0,788 0,775 0,738 0,700 0,813 0,788 0,763
Tabulka 2 Triklinita vyrostlic K-živce v jizerském granitu z bedřichovského tunelu (úsek A) Poznámka: uvedená metráž je od bedřichovského portálu Výsledky měření triklinity vyrostlic K-živců lze hodnotit ve dvou polohách. Za prvé jde o hodnoty nečekaně velké, příznačné pro mikrokliny značně vysokého stupně triklinity, kterou mikroskopické vlastnosti, především slabě vyvinuté nebo dokonce chybějící mřížkování, příliš nenaznačují. Za druhé je tu, podobně jako v diagramu K-ž : plg / metry zřetelně naznačený rozpad souboru bodů na dva podsoubory. Pokud za hlavní (nikoliv jedinou) příčinu nárůstu triklinity bereme nárůst tlaku a pokles teploty, pak lze předpokládat v rámci profilu reprezentovaném bedřichovským tunelem dvě dílčí domény, charakterizované s narůstající metráží zvyšujícím se tepelným a klesající tlakovým režimem. Binární diagramy obr. 13 a 14 vyjadřují jevy, uvedené v kapitole o metodice. Diagram obr. 12 sleduje závislost maximální velikosti živcových vyrostlic na metráži a v diagramu obr. 13 jsou obdobně vyneseny body podle počtu vyrostlic (o velikosti nad 15 mm) na 0,1 m2. I přes značný rozptyl projekčních bodů je v obou diagramech zřetelně patrno, že oba parametry mají s postupující metráží tendenci narůstat: čím víc se vzdalujeme od portálu směrem k přehradě, tím jsou v generelu vyrostlice větší a
33
četnější. Jedním z možných výkladů je, že uvedeným směrem se zvyšovala krystalizační teplota. Granitový autolit Hornina této kategorie byla zjištěna v metráži 2155. Je středně zrnitá, na rozdíl od jizerského granitu neporfyrická (stejnoměrně zrnitá). Má však běžné granitické složení, v němž na rozdíl od jizerského granitu je vyvinuta zřetelná převaha draselného živce nad plagioklasem (místo obvyklých hodnot kolem 0,9 je tu poměr K-ž : plg = 1,6). To posunuje projekční bod této horniny v diagramu QAP (obr. 9) ze středu monzogranitového pole na jeho okraj do blízkosti s hranicí s polem syenogranitovým. Hornina se vyznačuje i zhruba zdvojeným množstvím mafitů ve srovnání s jizerským granitem. Její původní biotit je silně chloritizován za vzniku mimořádně velkého množství epidotu (6% celkového objemu horniny). I přes tyto rozdíly lze komagmatičnost s ljizerským granitem považovat za pravděpodobnou a interpetovat tuto horninu jako hlubinný diferenciát společného magmatu.
Obr. 10. Binární diagram vztahu poměrového čísla K-ž plg k metráži s průmětnými body patnácti monzogranitů bedřichovského tunelu. Regresní linie je proložena souborem jako celkem.
34
Obr. 11. Binární diagram vztahu poměrového čísla K-ž plg k metráži s průmětnými body patnácti monzogranitů bedřichovského tunelu. Na rozdíl od diagramu obr. 10 jsou zde rozlišeny dva podsoubory a každým je proložena samostatná regresní linie.
35
Obr. 12. Diagram závislosti maximální velikosti vyrostlic draselných živců v granitu na vzdálenosti od portálu bedřichovského tunelu.
36
Obr. 13. Diagram závislosti počtu vyrostlic o velikosti nad 15 mm v ploše 0,1 m2 jizerského granitu na vzdálenosti od bedřichovského portálu tunelu.
37
Obr. 14. Diagram závislosti stupně triklinity vyrostlic draselných živců jizerského granitu na vzdálenosti od bedřichovského portálu tunelu Porfyrický olivinický bazalt Dvě žíly olivinického bazaltu byly zastiženy ve staničení 818 metrů a 874 metrů. Obě žíly jsou zakryty železobetonovou výstuží. První žíla má mocnost 120 – 140 cm a druhá žíla dosahuje mocnosti 75 cm. Obě žíly mají sz-jv směr. Hornina žil je tmavošedé, nazelenalé barvy a masivní stavby. Struktura horniny je porfyrická s ofitickou strukturou základní hmoty. Hornina se skládá z plagioklasu, pyroxenu, rudního minerálu, pseudomorfóz po olivínu (směs amfibolu, serpentinu a chloritu). Bazické pecky (mikrogranulární enklávy) a šlíry I přes nevelký počet bazických pecek ve sledovaném profilu (hluboko pod ½ % celkového objemu) jde o objekty petrogeneticky přitažlivé. Do sledovaného souboru bylo proto zařazeno 5 vzorků (138b, 2032, 2040-50 , 2393 a jeden vzorek bez udání metráže) a dále sem patří jeden vzorek zachycující bazickou šlíru. Všechny se ve srovnání s jizerským granitem vyznačují výrazně nižší zrnitostí. Petrografická klasifikace podle diagramu QAP (obr. 9) řadí dva z těchto vzorků ke granodioritům, dva k tonalitům a jeden ke kvarcdioritu, tedy k horninám s výrazně sníženými obsahy alkalických živců. Navíc v těchto horninách se projevuje vysoký nárůst mafitů, zastoupených převážně asociací biotit + obecný amfibol. Křemen v těchto horninách 38
nikdy nechybí a často má povahu relativně velkých xenomorfních zrn, poikiliticky uzavírající drobnější zrnka mafických minerálů. Mimořádně nápadným rysem všech těchto hornin je relativně značně zvýšený obsah apatitu, který je navíc charakterizován nápadným jehličkovitým habitem a výskytem nikoliv v biotitu (ani v amfibolu), ale ve světlých minerálech, v živcích i křemeni. Žádný ze studovaných vzorků bazických pecek nepředstavuje metasediment, ale jde o vyvřeliny, jejichž komagmatičnost s jizerským granitem je však problematická. Je nutno poznamenat, že ojediněle se objevují uvnitř těchto bazických pecek relativně velké vyrostlice draselných živců, někdy i s bílými plagioklasovými lemy typu rapakivi, které jsou obdobné povahy jako živce v libereckém granitu. Pokud jde o nikoliv vzácně se vyskytující bazické šlíry v granitu, jejich mikroskopická povaha napovídá, že jde původně o bazické pecky ve stavu výrazné asimilace proběhlé v pohybujícím se magmatu. Žilné horniny Pomineme-li žíly a žilky hydrotermálního křemene, reprezentované vzorkem ze 140,3 m, lze označit žilný doprovod libereckého granitu v bedřichovské štole jako velmi chudý. Je zastoupen pouze prakticky hololeukokrátními křemeno-živcovými horninami. Ty podle zrnitosti lze rozdělit na méně četné hrubě zrnité jednoduché pegmatity a na poněkud běžnější horniny aplitického vzhledu. Jedna z těchto apliticky vyhlížejících hornin byla zařazena i do souboru studovaných vzorků. Je z metráže 2017 m, kde vystupuje ve dvou žilách, pod mírným úhlem cca 20o zapadající k přehradě. Horní žíla je mocná zhruba 30 cm, dolní má mocnost kolem 3 cm. Mikroskopie této jemnozrnné horniny prokázala maximálně jednoduchou minerální asociaci draselný živec + křemen, při čemž oba minerály jsou spjaty ve spektakulárně vyvinutém mikrografickém prorůstání. Hornina rozhodně nemá aplitickou strukturu a je třeba ji kvalifikovat jako žilný hololeukokrátní písmenkový alkalickoživcový granit.
13
MINERALOGIE VÝPLNÍ PUKLIN A HYDROTERMÁLNÍ ŽILY
13.1 Hydrotermální žíly Hydrotermální žíly většinou protínají stěny tunelu v sz-jv směru. Representují nejstarší extensní pukliny. Dosahují maximálně mocnosti 20 cm. Obvykle však mají tloušťku jen několik milimetrů a často tvoří žilníky v hydrotermálně alterovaném, chloritizovaném a hematitizovaném jizerském granitu. Jejich výplň tvoří převážně křemen světle šedé barvy, častý chlorit, hematit, méně hojný kalcit, ankerit a ojediněle i fluorit. Žíly mají často okraje vyplněné chloritem. Makroskopicky jsou v jednom případě pozorovatelné neostře vymezené zóny obsahující zrnka zeleného fluoritu. Některé žíly mají zonální stavbu s křemenem při okrajích a karbonátem v jejich středu. Žíly často obsahují dutiny pokryté krystalky křemene na kterých nasedají až 2 cm velké krystaly světle žlutého kalcitu. Vyjímečně byla nalezena 4 mm mocná žilka křemene se scheelitem a drobnými mikroskopickými agregáty molybdenitu.
39
Kapalné inkluze v kalcitu Kapalné inkluze v kalcitu byly zkoumány v krystalech nacházejících se v dutinách žilného křemene, který tvoří asi 20 cm mocnou žílu sz-jv směru ve staničení 2500 metrů . Primární inkluze se ve vzorku vyskytují pouze výjimečně, tvoří malé skupinky inkluzí s nepravidelným poměrem kapalné a plynné fáze. Inkluze jsou nepravidelného tvaru, velikosti 10 až 60 mikronů a obsahují pouze vodný roztok, jehož salinita je velmi nízká, od 0,35 do 0,7 hmot. % NaCl ekv. (Tm ledu = -0,2 až –0,4 oC). Teploty homogenizace nebyly vzhledem k nepravidelnímu poměru kapalina/plyn měřeny. Sekundární inkluze na vyhojených puklinkách jsou prakticky pouze jednofázové, kapalné. Jsou to rovněž inkluze vodného roztoku s velmi nízkou salinitou do 0,9 hmot. % NaCl ekv. Přítomnost pouze kapalné fáze v sekundárních inkluzích indikuje nízkou teplotu zachycení inkluzí, pravděpodobně pod 50 oC. Nízké teplotě vzniku kalcitu (pravděp. pod 100 oC) nasvědčuje i nepravidelný poměr kapaliny a plynu v primárních inkluzích, tento jev se vyskytuje v inkluzích , které prodělaly dlouhodobé „zrání“ při nízké teplotě.
13.2 Pukliny s jílovými minerály Do této skupiny patří hojné pukliny a drcené zóny, reaktivované mladšími supergenními procesy spojené s podpovrchovým větráním granitu. Vzdálenost stěn je zpravidla do 1 mm. Výplň puklin tvoří bílý kaolinit a světle žlutý montmorilonit.
13.3 Sekundární minerály na stěnách tunelů v Bedřichově a Souši Na stěnách bedřichovského tunelu byly zjištěny fluorescence které jsou hlavně hojné na stěnách v sekci destruktivní ražby. Fluorescence obvykle dosahují do výšky asi jednoho metru od počvy tunelu. Na stěnách tunelu lze detekovat UV lampou dva druhy povlaků, které se liší intenzitou i barvou fluorescence. Povlaky vykazující v UV světle bílozelenou fluorescenci jsou reprezentovány schröckingeritem, NaCa3(UO2)(CO3)3(SO4)F . 10 H2O, zatímco povlaky s fluorescencí zelenožluté teplejší barvy jsou reprezentovány opálem, SiO2 . n H2O. Schröckingerit nasedá na povrch granitu nebo je narostlý na prachových částicích na granitu a lze ho snadno mechanicky oddělit. Jeho barva je světle zeleno žlutá. Má charakteristický silný perleťový lesk na bázi svých tabulkovitých pseudohexagonálních krystalů. Tento lesk je dobře pozorovatelný i na agregátních shlucích schröckingeritových krystalků. Tyto agregáty jsou zemité, měkké a rozpadavé. Schröckingerit vzniká v místě odparu roztoku, což znamená, že při klimatických změnách ve štole může dojít k jeho přemístění. Rtg data a zpřesněné mřížové parametry jsou uvedeny v tabulce níže. Opál je na podložce přichycen podstatně pevněji. Netvoří pevnou hmotu, je spíše porézní, ale není práškovitý. Jeho barva je bílá. Mechanicky ho lze úplně odstranit jen
40
ztěží, ale přesto se otírá o prsty. Co je aktivátor fluorescence, není zatím jasné pravděpodobně stopy uranu nebo organické hmoty. Ani při velkém zvětšení v elektronovém mikroskopu se neobjevuje typický ledvinitý nebo kulovitý povrch opálu, agregáty jsou beztvaré nebo jsou tvořeny neuspořádaným trámovím. Opál vzniká i pod hladinou tekoucí vody (Soušský tunel), což u schröckingeritu, vzhledem k jeho velké rozpustnosti, není možné. Prvkové zdroje, podmínky zvětrávacích procesů Mobilizovaný uran potřebný pro vznik subrecentních uranyl-sulfát-karbonátů (schröckingeritu) vzniká v prostředí zvýšeného Eh potenciálu rozkladem akcesorických minerálů obsahujících U, např. uraninit, allanit, brockit, monazit obsažených v nemineralizovaných granitech. V těchto minerálech je uran obsažen v nemobilní formě UIV a na jeho oxidaci a převedení do mobilní formy uranyl (UO22+) komplexů je třeba zvýšený redox potenciál o hodnotě alespoň Eo(UVI/UIV) = 0.221 V. Takové prostředí zajišťuje přítomnost vzdušného kyslíku. Oxid uhličitý nezbytný pro tvorbu karbonátů je přítomen ve vodě i ve vzduchu. Roztoky obsahující zvýšené koncentrace mobilních uranyl-karbonátových komplexů zároveň indikují neutrální nebo mírně kyselé prostředí. Prvky K (případně Na, Ca, a P) jsou poskytovány rozkladem (vyluhováním) hlavních horninotvorných minerálů místních granitů - apatitu a různých druhů živců. Sulfátové ionty pocházejí pravděpodobně z rozložených akcesorických sulfidů (převážně pyritu) na mineralizovaných puklinách nebo i v granitu samém, mohou se k místu vzniku ale dostat i jako součást přícházejících vodních roztoků. Fluor, který je nezbytnou stavební součástí struktury schröckingeritu, pochází z rozložených slíd nebo apatitu. Tabulka 3 Rtg práškový difrakční záznam schröckingeritu z bedřichovského tunelu (Io > 1.5) h 0 1 0 -1 0 -1 1 0 0 -1 0 -1 1 0 2 1 1 0 0 2
k 0 -1 1 0 -1 1 -1 0 1 0 -1 1 -1 1 -1 -2 1 0 -1 -2
l 1 0 0 1 1 1 1 2 1 2 2 2 2 2 0 0 0 3 3 0
dobs 14.363 8.363 8.304 7.417 7.358 7.263 7.192 7.182 7.031 5.621 5.579 5.479 5.419 5.296 4.829 4.811 4.795 4.788 4.245 4.182
Io 47.7 3.9 2.0 3.1 13.3 27.0 100.0 100.0 3.5 10.3 7.3 4.1 16.0 17.8 9.3 2.4 39.7 67.2 16.4 4.4
h -3 1 2 -2 0 -1 3 2 2 3 1 0 -3 0 0 -1 -2 2 1 -1
k 2 -2 -3 3 0 2 -1 -1 1 -3 1 3 0 -1 -3 1 -1 -2 -1 -2
l 2 4 2 2 5 4 2 4 2 0 4 0 1 5 1 5 3 4 5 3
dobs 2.930 2.911 2.900 2.876 2.873 2.845 2.836 2.823 2.809 2.788 2.786 2.768 2.761 2.760 2.745 2.726 2.713 2.709 2.708 2.704
Io 6.4 1.9 6.1 22.8 96.3 1.6 2.0 2.4 2.3 1.6 3.1 7.6 2.0 3.1 1.7 3.1 1.9 2.5 2.5 1.7
h 0 -3 -1 3 1 1 -2 -2 0 4 0 -1 3 1 2 -1 4 3 -5 4
k -1 -1 -3 -3 -1 -4 4 -1 1 0 4 -2 -4 -3 2 -1 -3 -5 2 -1
l 7 4 4 5 7 4 4 6 7 2 2 6 4 6 4 7 4 0 1 4
dobs 2.0168 2.0036 1.9943 1.9895 1.9877 1.9774 1.9767 1.9699 1.9681 1.9676 1.9670 1.9644 1.9512 1.9384 1.9347 1.9339 1.9255 1.9136 1.9132 1.8981
Io 4.8 3.2 2.0 5.6 11.1 2.9 1.9 3.7 6.9 1.7 2.9 2.4 3.6 2.5 5.5 2.1 3.5 2.5 2.3 1.9
41
h -1 2 0 -1 -2 0 0 1 1 2 -1 0 -2 2 0 0 2 -2 1 -1 0 -1 2 -1 1 -2 0 1 0 -2 1 2 1 2 -3 -1 1 3 2 2 -1
k 1 0 2 -1 0 1 -2 -2 0 -2 2 -2 2 -2 0 2 0 1 -2 0 -1 2 -1 1 -1 0 1 0 -2 2 -3 1 2 -2 1 -2 -3 -2 0 1 -1
l 3 0 0 2 1 3 1 2 3 1 2 2 2 2 4 2 2 3 3 4 4 3 3 4 4 3 4 4 3 3 0 0 0 3 1 1 1 1 3 1 4
dobs 4.175 4.167 4.152 4.117 4.072 4.057 4.046 4.042 4.041 4.003 3.953 3.679 3.631 3.596 3.591 3.515 3.508 3.476 3.435 3.377 3.361 3.354 3.328 3.313 3.286 3.248 3.235 3.224 3.222 3.167 3.145 3.142 3.137 3.132 3.119 3.106 3.095 3.068 3.048 3.027 2.971
Io 4.0 9.3 2.9 3.1 1.7 4.1 3.6 3.2 2.4 1.9 2.4 2.8 1.9 6.1 12.0 3.5 2.3 1.6 3.5 8.9 18.1 6.7 4.1 14.5 12.5 5.5 10.9 5.5 7.6 6.8 2.9 2.9 2.8 5.1 1.9 3.5 4.0 3.5 5.7 11.7 3.5
h -3 0 -3 1 0 -2 1 -3 0 2 1 0 -2 2 0 -1 3 4 1 -3 -2 -3 -2 0 -2 -1 -1 0 2 3 4 4 -3 1 0 2 0 -4 0 2 2
k 1 3 2 -3 1 3 -2 1 -2 -4 1 0 -2 -2 -1 3 -1 -3 0 4 -1 1 1 3 4 -3 2 -2 -1 -2 -4 -4 0 2 0 1 -3 0 2 -4 0
l 3 1 3 3 5 3 5 4 5 0 5 6 1 5 6 4 4 1 6 2 5 5 6 4 3 3 6 6 6 5 0 1 5 5 7 5 5 2 6 4 6
dobs 2.702 2.692 2.680 2.673 2.672 2.620 2.4929 2.4358 2.4227 2.4056 2.3944 2.3939 2.3907 2.3555 2.3331 2.3252 2.3118 2.2814 2.2628 2.2010 2.1958 2.1830 2.1829 2.1386 2.1291 2.1261 2.1230 2.1227 2.1086 2.0926 2.0908 2.0657 2.0639 2.0544 2.0519 2.0517 2.0477 2.0361 2.0283 2.0211 2.0207
Io 1.6 1.9 2.0 2.0 5.2 3.5 3.9 3.3 3.6 2.9 10.1 7.6 2.4 2.1 5.6 1.6 1.6 4.0 1.7 2.3 2.3 2.8 2.3 3.1 1.6 2.5 3.3 5.1 8.7 4.4 2.1 1.9 1.6 9.3 26.0 8.4 4.3 2.9 4.4 5.5 10.7
h 3 -5 -2 1 -2 -5 -5 -4 0 2 0 2 1 0 -1 1 2 3 1 1 -2 4 -2 1 3 -6 0 -3 4 -2 4 1 -2 4 -5 1 6 6 3 2 -5
k -2 2 2 2 5 1 4 -1 2 0 0 -5 4 -1 1 -1 -4 -2 -4 -2 0 -4 2 -5 0 3 -1 -3 2 -4 -6 -1 -4 2 0 0 -4 -3 3 -2 5
l 6 2 7 6 2 1 1 1 7 7 8 3 1 8 8 8 6 7 6 8 8 5 8 4 7 2 9 2 0 1 1 9 2 1 4 9 2 3 3 9 5
dobs 1.8794 1.8759 1.8503 1.8472 1.8317 1.8202 1.8168 1.8168 1.8023 1.7959 1.7954 1.7934 1.7838 1.7742 1.7595 1.7514 1.7176 1.6962 1.6957 1.6955 1.6885 1.6815 1.6565 1.6481 1.6023 1.5854 1.5827 1.5827 1.5710 1.5701 1.5698 1.5644 1.5532 1.5503 1.5501 1.5493 1.5338 1.5060 1.48629 1.48549 1.45255
Io 2.1 4.5 2.5 3.3 1.7 1.7 2.5 2.4 1.7 12.1 10.8 5.1 1.6 4.5 1.7 1.7 4.0 1.7 1.7 1.9 2.9 2.3 1.6 2.0 2.9 2.4 1.6 2.5 2.9 2.1 2.1 4.3 2.9 2.0 2.7 1.9 1.7 1.6 2.0 1.9 1.6
Zpřesněné mřížové parametry schröckingeritu z bedřichovského tunelu: a = 9.6665 (7), b = 9.6253 (8), c = 14.3966(4) Å, α = 91.348(5), β = 92.483(5), γ = 120.241(5)º.
42
Výskyty uranylových minerálů v "neuranovém" horninovém prostředí Lokalizace výskytů schröckingeritu v bedřichovském tunelu odpovídá místům s intenzivím odparem, tj. například v místech lokálně nejvíce postižených mikropuklinami, což v prostoru EDZ jsou např. místa v těsné blízkosti vývrtů po odpalech. Vznik uranyl-sulfát-karbonátů je značně rychlý, závisí na rychlosti odparu roztoků, které vzlínají po površích důlních stěn. S výraznou změnou režimu větrání v podzemních prostorách pak musí nutně dojít i k přemístění "výkvětů" těchto karbonátů, ke zvětšení nebo zmenšení jejich plošného rozšíření. Vznik a výskyt povlaků uranových minerálů na důlních stěnách mimo oblast uranových dolů je sice velmi vzácný, ale není neznámý. Například při ražbě kabelového tunelu v Aarském masívu v oblasti průsmyku Grimselu ve Švýcarsku (kanton Bern) byl objeven nový minerál, který byl později popsán pod názvem grimselit. Jedná se o alkalický hydratovaný uranyl trikarbonát - K3Na(UO2)(CO3)3 . H2O, který se vyskytl se v blízkosti mineralizované pukliny. Je rozpustný ve vodě, což limituje jeho podmínky vzniku. Obdobnou genezi, i když mnohem častější, mají i výskyty recentních až subrecentních uranových minerálů na puklinách granitů. Celkem běžné jsou v některých žulových lomech výskyty celé řady uranyl-fosfátů z nichž uvádíme jako nejčastější: fosfuranylit (Ca(UO2)3(PO4)2(OH)2 . 6 H2O), autunit (Ca(UO2)2(PO4)2 . 10-12 H2O), metaaurunit (Ca(UO2)2(PO4)2 . 8 H2O), vzácněji i yingjiangit (K2Ca(UO2)7(PO4)4(OH)6 . 6 H2O). Tyto fosfáty nejsou tak snadno rozpustné jako uranul-karbonáty a proto se vyskytují nejen v podzemí, ale i na povrchu. Tak tomu je i blízkém činném lomu v Ruprechticích, odkud byl popsán výskyt fosfuranilitu (Chabr a Horáček, 1971).
13.4 Pseudokrasové novotvary Během zvětrávání technických hornin (tedy účelově připravovaných umělých asociací různého složení a struktury, zejména betonů) dochází k řadě chemických procesů. Zajímavým jevem současné technické krajiny je koroze těchto materiálů účinkem dlouhodobého působení prostředí a s tím související vývoj jevů podobných přírodnímu krasovění, se vznikem typických akumulací novotvořených minerálů ve formách velmi podobných běžným formám krasovým. Některými pracovníky jsou tyto jevy nazývány pseudokrasem v technických horninách, resp. technokrasem (Nezvalová 2003). Hlavní složka betonů významná pro tvorbu sekundárních akumulací minerálů je portlandit – Ca(OH)2 – který je buď z betonu vyluhován vodami nebo přímo na něj ve struktuře technické horniny působí CO2 z ovzduší nebo z roztoku. V důsledku chemické reakce mezi portlanditem a oxidem uhličitým dochází ke vzniku kalcitu, buď přímo v betonu nebo ve formě novotvarů mimo vlastní betonovou konstrukci. V bedříchovském tunelu , kde jsou jeho stěny zakryty železobetonovými konstrukcemi nebo stříkaným torkretem se v hojné míře vyskytují pseudokrasové útvary v podobě dlouhých tenkých stalaktitů a robustních stalaktitů, případně i sintrů bílé barvy. Tyto struktury často zvýrazňují přítomnost zlomů a zvodněných tektonických zón za ostěním tunelu.
43
Studován byl čistě bílý, homolovitý stalagmit o průměru báze cca 60 mm a osové výšce cca 50 mm. Stalagmit je zřetelně laminovaný, na bázi má více porézní vrstvu, na povrchu je patrné typické vlnkování běžné pro sekundární krasové karbonáty. Podle RTG identifikace je jediným minerálem studovaného vzorku kalcit. Stalagmit byl vertikálně rozříznut a v profilu podél vertikální osy bylo odebráno celkem 8 vzorků, každý reprezentující interval zhruba 7 mm. V každém vzorku potom bylo běžnou metodikou stanoveno izotopové složení uhlíku a kyslíku karbonátu. Výsledky jsou shrnuty v tabulce 4, v promile (‰) proti běžnému mezinárodnímu standardu PDB, hodnoty proti standardu SMOW jsou určeny přepočtem. Vzorek číslo KL-1 KL-2 KL-3 KL-4 KL-5 KL-6 KL-7 KL-8
mm od báze báze 3-9 9-16 16-23 23-30 30-37 37-45 45-49 povrch 49-52
střed intervalu 6 12.5 19.5 26.5 33.5 41 47 50.5
δ18O (PDB)
δ18O (SMOW)
δ13C (PDB)
-23.84 -24.30 -24.61 -24.88 -24.91 -24.57 -24.58 -24.17
6.33 5.86 5.54 5.26 5.23 5.58 5.57 5.99
-33.82 -35.95 -37.27 -38.15 -38.50 -37.21 -37.47 -36.76
Tabulka 4. Izotopové složení uhlíku a kyslíku sekundárního kalcitu vznikajícího konverzí portlanditu při zvětrávání a karbonatizaci betonů je zcela odlišné od běžných sekundárních kalcitů, vznikajících běžným krasověním přírodních karbonátových hornin. V případně běžného krasovění přírodních vápenců dochází nejprve k rozpouštění CO2 půdního původu do vsakujících se srážkových vod. Parciální tlak CO2 v půdě je přitom zhruba o dva řády vyšší než v atmosféře (v naších současných klimatických podmínkách je v půdním vzduchu zhruba 1 až 4 obj. % CO2). Vody se tím stávají agresivní a rozpouštějí vápenec, až do dosažení zhruba neutrálního pH a chemické rovnováhy. Pokud se takový roztok dostane do prostředí s nižším parciálním tlakem CO2, dochází k opačnému procesu, tedy úniku CO2 z roztoku, růstu pH, přesycení roztoku kalcitem a následně k jeho krystalizaci. Tento proces obvykle probíhá v prostředí s vysokou relativní vlhkostí a dostatečně pomalu a proto je zpravidla dosaženo izotopové rovnováhy mezi kyslíkem vody a vznikajícím kalcitem a mezi uhlíkem HCO3- v roztoku a vznikajícím kalcitem. V našich současných klimatických podmínkách vzniká za izotopové rovnováhy sekundární jeskynní kalcit s hodnotami 13 C v rozmezí -4 až -11 ‰ PDB a hodnotami δ18O mezi -5 a -10 ‰ PDB (tj. zhruba +21 až +26 ‰ SMOW). Pokud dochází k odparu vody, jsou hodnoty vyšší, někdy až do oblasti kladných hodnot δ13C. V případě zvětrávání betonů je mechanismus vzniku sekundárního kalcitu zcela odlišný. V prostředí s nadbytkem portlanditu uvnitř vlastní betonové konstrukce je pH tak vysoké, že ke srážení karbonátu dochází ihned, jakmile dojde ke kontaktu mezi CO2 44
(nebo vodou s obsahem rozpuštěného CO2) a portlanditem. Běžný přenos rozpuštěného bikarbonátu (HCO3-) a růst stalagmitů nebo stalaktitů stejným mechanismem jako v jeskyních není v prostředí s tak vysokým pH možný. Pokud tedy vznikají novotvořené akumulace kalcitu mimo vlastní betonovou konstrukci, dochází k jejich vzniku odlišným mechanismem. Z betonu je vyluhován portlandit a hydroxid vápenatý je za velmi vysokého pH přenášen v roztoku mimo betonovou konstrukci. Zde se dostává do přímého styku s atmosférou. Atmosférický CO2 rychle reaguje s hydroxidem, za vzniku kalcitu. Z hlediska izotopové geochemie je tento proces zcela odlišný od běžného krasovění. Ve všech dosud studovaných případech novotvořených kalcitů na betonových konstrukcích byly zjištěny velmi nízké hodnoty δ13C a δ18O vznikajícího kalcitu. Macleod et al. (1990, 1991) nalezli v kalcitech z různých betonových konstrukcí ve Skotsku hodnoty δ13C mezi -28,9 a -18,8 ‰ PDB a hodnoty δ18O mezi +8,5 a +16,5 ‰ SMOW. Krishnamurthy et al. (2003) zjistili v kalcitu z mostních konstrukcí v USA hodnoty δ13C mezi -21,6 a -31,4 ‰ PDB a hodnoty δ18O +11.8 až +15.7 ‰ SMOW. Kritický krok kontrolující izotopovou frakcionaci je difúze atmosférického CO2 z atmosféry přes fázové rozhraní do roztoku hydroxidu vápenatého. Během této difúze dochází k významné kinetické izotopové frakcionaci (rychleji difunduje CO2 s větším zastoupením lehčích izotopů 12C a 16O). Vznikající kalcit tedy není v izotopové rovnováze ani s uhlíkem vzdušného CO2 ani s kyslíkem vody. Hodnoty zjištěné z kalcitu ze štoly v Bedřichově patří k nejnižším dosud zjištěným pro sekundární kalcity vznikající při zvětrávání betonu. Příčinou je zřejmě to, že ke vzniku nedochází v běžné atmosféře ale ve štole, kde je odlišné izotopové složení CO2 ve vzduchu. Studované sekundární karbonáty ze štoly v Bedřichově vznikly reakcí mezi hydroxidem vápenatým vyluhovaným z betonu a CO2 ze vzduchu ve štole. Hlavním krokem kontrolujícím izotopové složení vznikajícího kalcitu je kinetická izotopová frakcionace, pravděpodobně na přechodu mezi plynou fází a roztokem hydroxidu vyluhovaného z betonu. Současně pravděpodobně dochází i ke vzniku kalcitu na úkor portlanditu přímo ve struktuře betonu, reakcí mezi rozpuštěným CO2 přinášeným vodami a portlanditem. Při prohlídce soušského tunelu byly pseudokrasové novotvary pozorovány pouze ojediněle. Důvodem proto je rozdílná technologie zajištění stability stěn stropu tunelu betonovou vyzdívkou a kamennými bloky stejného složení jeko okolní hornina..
14
SUKCESE TEKTONICKÝCH A MINERALIZUJÍCÍCH UDÁLOSTÍ V ŠIRŠÍM OKOLÍ TUNELU
(a)
Intruze a vmístění granitů Krkonošsko-jizerského masívu ca. 310 Ma (Pb/Pb zirkon)
(b)
Solidifikace a ochlazování intruze na teplotu 300 0 C ca. 295 Ma (K/Ar biotit) (segregace a intruze aplitových žil)
(c)
Dispersní hydrotermální oxidace granitu podél subvertikálních žil a trhlin < 290 Ma
(d)
Intruze bazaltandesitových (melafyrových ) žil ca 260-280 Ma
(e)
Destrukce bazaltandezitových žil, jejich dilatace, drcení a hydrotermální alterace doprovázená invazí několika generací křemene, vznik tektonických brekcií
45
s křemen-hematitovým tmelem Krystalizace křemene, hematitu, fluoritu a kalcitu do volných dutin ca 80 Ma (f)
Extruze a žíly olivinického nefelinitu podél SZ-JV zlomů
ca. 30 Ma
(g)
Vznik jílových minerálů a Fe hydroxidů (limonitu) subrecent až recent
(h)
Precipitace supergenních minerálů na stěnách tunelu ca < 20 let
Interpretace minerálních výplní puklin jsou hlavně založeny na výsledcích povrchového mapování (Klomínský et al. 2000) a dokumentace stěn bedřichovského tunelu.
15
HYDROGEOLOGICKÁ CHARAKTERISTIKA BEDŘICHOVSKÉHO TUNELU
Přítoky vody do bedřichovského tunelu v úseku A jsou v naprosté většině slabé. Vyjímkou je průsak dilatační spárou ostění tunelu pod hladinou josefodolské vodní nádrže. Podle přítoků podzemní vody byl úsek A rozdělen do několika částí: 1. úsek mezi 26 m až 365 m kde se vyskytují hojné přítoky o vydatnosti od 0.3 do 1.8 l (ojediněle až 4.5 l za minutu, Celková vydatnost úseku byla v roce 1982 59.9 litrů za minutu. 2. úsek mezi 385 m až 826 m který je prakticky bez přítoku. 3. úsek mezi 826 m až 1035 m kde se vyskytují ojedinělé z poruchových pásem podél bazaltových žil.
silnější přítoky
4. úsek mezi 1035 m až 2418 m který je bez přítoků, jen zcela ojediněle se slabými praménky. 5. úsek mezi 2418 m až 2577 m kde se vyskytuje několik míst s průměrnou vydatností od 0.3 l do 2.5 l za minutu na běžný metr tunelu. Součet všech pozorovaných průsaků a pramenů činí (podle měření v červenci až září 1981) 105.1 l za minutu tj. 1.75 l/sec. V téže době se vydatnost celkového výtoku z tunelu pohybovala v rozmezí 2.05 až 2.43 l/sec. Rozdíl mezi těmito hodnotami připadá na vodu, která prosakuje přímo do sutí na počvě a jejíž přítok je neměřitelný. Z chemického složení podzemní vody vyplývá, že se jedná o velmi měkkou vodu, převážně slabě kyselé, ale v několika případech až silně alkalické reakce, která jeví vyluhovací, uhličitou a většinou i kyselostní agresivitu na stavební betonové konstrukce.
16
GEOFYZIKÁLNÍ MĚŘENÍ V BEDŘICHOVSKÉM TUNELU
Mikroseismika k vymezení rozsahu EDZ a vymezení poruchových zón Mikroseismické měření na stěně tunelu v úseku A bylo provedeno za účelem posouzení porušení hornin a vylezení poruchových zón a oslabených pásem. Byla proměřena pravá stěna tunelu od metráže 800m do metráže 2570 m v profilu vedeném asi 1 m nad 46
počvou chodby (Němeček, 1982). Seismické vlnění bylo generováno údery kladivem a snímáno piezoelektrickým snímačem. Byly zvoleny tři základní rozestupy bod úderu – snímač 2 m, 4 m, 8 m. Z naměřených časů průchodu podélného elastického vlnění a známé vzdálenosti byly vypočítány intervalové rychlosti šíření pro dané rozestupy. Výsledky měření jsou graficky znázorněny v příloze 7. Rychlosti seismické vlny se v neporušené hornině pohybují kolem hodnoty 50000 ms-1. Při měření i intervalu 2 m prochází seismická vlna po stěně tunelu a může mít hloubkový dosah maximálně 0.3 – 0.5 m. Při měření v intervalu 4 m může být hloubkový dosah seismického vlnění kolem 0.6 – 1 m. Při měření v intervalu 8 m bude hloubkový dosah seismické vlny 1.2 – 2.0 m. Uvedené hloubkové dosahy se projevují zejména při porovnání obou technologií ražby. V sekci DEMAG je hloubkové porušení minimální a hodnoty změřených rychlostí na všech rozestupech jsou srovnatelné. K největšímu kolísání rychlostí dochází pouze na rozestupu 2 m, který charakterizuje slabé porušení horniny bezprostředně u líce stěny. Naproti tomu v sekci klasické ražby dochází k porušení horniny do větších hloubek a snížení rychlosti je patrné i na rozestupu 4 m. Snížení rychlostí na všech rozestupech je způsobeno poruchovými zónami a oslabenými pásmy. Měření magnetické susceptibility Měření magnetické susceptibility bylo provedeno v obou úsecích bedřichovského tunelu v intervalu 50 m. V úseku A hodnoty magnetické susceptibility kolísají jen v rozmezí O.1 – 0.2 SI . 10-3 a tím potvrzují přítomnost jizerského granitu v celém profilu tohoto úseku tunelu. V úseku B bedřichovského tunelu hodnoty magnetické susceptibility kolísají ve výrazně větším intervalu od 0.1 až po 2.5 SI. 10-3 (obr.15). V profilu tunelu hodnoty kolem 1.0 SI . 10-3 odpovídají libereckému granitu, který je v tunelu zastižen zejména v jeho západní polovině. Výrazný nárost hodnot magnetické susceptibility indikuje litologickou hranici mezi libereckým a jizerským granitem.
Obr. 15 Hodnoty magnetické susceptibility v úseku B bedřichovského tunelu
47
48
17
ZÁVĚR
(a)
Vodárenské tunely v Jizerských horách patří v celém Českém masivu mezi unikátní profily podzemím granitového tělesa. Je to zejména pro jejich neobvyklou délku a technické provedení. Stěny tunelů jsou zvláště vhodné nejen pro studium stavby a složení granitu do velkých podrobností, ale také jeho rozpukání a nově vznikajících sekundárních minerálů. Časově neomezená přístupnost tunelů umožňuje na jejich stěnách provádět dlouhodobá pozorování, jehož výsledky mají význam pro poznání vývoje zóny poškození ražbou (EDZ) v jejich bezprostředním okolí.
(b)
Při detailním geologicko-strukturním mapování tunelu byla aplikována fotogrametrická metoda záznamu litologických a strukturních prvků. Byl proveden fotogrametrický záznam tunelu v délce 1005 m. Celkem bylo zmapováno 830 m tunelu, z toho 571 m v sekci DEMAG a 258 v sekci klasické ražby. Nove provedené měření v těchto úsecích dosahuje počtu 3 000. V poměru k délce stěny obnaženého granitu v úseku A bedřichovského tunelu bylo detailně zmapováno 72 % tunelu.
(c)
Ze strukturního výzkumu magmatických staveb a puklinových sítí na povrchu v okolí bedřichovského tunelu vyplývá, že dominatní zde jsou dva systémy vertikálních puklin SV-JZ a SZ-JV směru, které silně korelují se strmými magmatickými stavbami. Tyto dva ortogonální systémy puklin jsou stejnoměrně vyvinuty na celém studovaném území, nebyl pozorován žádný prostorový ani hloubkový gradient distribuce a četnosti těchto puklin. Tyto vertikální pukliny byly později reaktivovány horizontálními posuny. Nejmladšími puklinami jsou exfoliační plochy v přípovrchové zóně, která pravděpodobně nemá podstatný hloubkový dosah. Pouze dva systémy vertikálních puklin jsou přítomny jak na povrchu v celém studovaném území tak i v bedřichovském tunelu, a lze předpokládat jejich pokračování do hlubších částí tělesa.
(d)
Pouze dva systémy vertikálních puklin jsou přítomny jak na povrchu v celém studovaném území tak i v bedřichovském tunelu, a lze předpokládat jejich pokračování do hlubších částí tělesa. V bedřichovském tunelu byla pozorována a klasifikována celá řada křehkých struktur, kromě přítomnosti vertikálních puklin byly též v klasicky ražené části tunelu pozorovány nepravidelné pukliny kosé ke stěnám tunelu, které jsou pravděpodobně důsledkem relaxace napětí po exkavaci nebo přímo spojené se střelbou. Tektonická síť v úseku A bedřichovského tunelu se skládá z několika tektonicky omezených segmentů s rozdílnou orientací napětí skalního masívu. Projevuje se to především ve změně azimutu hlavních subvertikálních puklinových systémů (příloha 5 a 6).
(e)
Mapa puklinové sítě (příloha 4) zdůrazňuje výrazný kontrast v hustotě (frekvenci) puklin mezi sekcemi DEMAG a destruktivní ražby. Dramatický je zejména nárůst puklin bez výplně v sekci destruktivní ražby. Hydrotermální žíly, representované puklinami s křemenem představují poměrně řídkou síť v obou sekcích s dominantní orientaci v SZ-JV A SV-JZ směru. Pukliny s jílovitou výplní representují výrazně hustší a poměrně rovnoměrnou síť. V obou sekcích
mají tyto pukliny tendenci tvořit klastry preferenčně orientované v SZ-JV nebo SV-JZ směru. (f)
Petrografický charakter bedřichovského tunelu (úsek A) charakterizuje tento odhad jednotlivých horninových typů: jizerský granit 98.5 %. Horniny žilného doprovodu 1 %, mikrogranulárních enkláv a šlír 0.5 %. V podélném profilu tunelu od portálu v Bedřichově směrem k přehradě postupně roste poměr Kživce a plagioklásu. Také ve stejném směru roste velikost vyrostlic a počet vyrostlic na jednotku plochy.
(g)
Na stěnách bedřichovského tunelu byly zjištěny fluorescence které jsou hlavně hojné na stěnách v sekci destruktivní ražby. Zóny fluorescence indikují geochemické podmínky, které vedou k vysoké mobilitě a transportu uranu a pravděpodobně i dalších radionuklidů. Takové podmínky jsou spojeny s úseky tunelu, kde dochází ke zvýšenému odparu v důsledku odvěrávání tunelu. Uran pravděpodobně pochází z akcesorických minerálů jizerského granitu, které jsou atakovány kapilární vodou podél mikrotrhlin v rozsahu zony narušení ražbou (EDZ). Na stěnách tunelu se vyskytují dva druhy povlaků, které se liší intenzitou i barvou fluorescence. Povlaky s bílozelenou fluorescenci jsou reprezentovány schröckingeritem, NaCa3(UO2)(CO3)3(SO4)F . 10 H2O, zatímco povlaky s fluorescencí zelenožluté teplejší barvy patří opálu, SiO2 . n H2O.
(h)
Pseudokrasové novotvary v bedřichovském tunelu representované sekundární Ca - karbonáty vznikly reakcí mezi hydroxidem vápenatým vyluhovaným z betonu a CO2 z důlního vzduchu. Hlavním krokem kontrolujícím izotopové složení vznikajícího kalcitu je kinetická izotopová frakcionace, pravděpodobně na přechodu mezi plynnou fází a roztokem hydroxidu vyluhovaného z betonu. Současně pravděpodobně dochází i ke vzniku kalcitu na úkor portlanditu přímo ve struktuře betonu, reakcí mezi rozpuštěným CO2 přinášeným vodami a portlanditem.
(i)
Zjištěný kapilární transport radionuklidů nenasycenými pórovými vodami je důležitý fenomén EDZ pro všechny fáze budování a činnosti podzemních úložišť včetně dlouhého období po jejich uzavření.
18
LITERATURA
Castro, A. – Moreno – Ventas, I. – de la Rosa, J. D. (1991): H-type (hybrid) granitoids: a proposed revision of the granite-type classification and nomenclature. – Earth-Sci. Rev., 31: 237–253. Cloos, H. (1925): Einfürung in die tektonische Behandlung magmatischer Erscheinungen (Granit-tektonik). Das Riesengebirge in Schlesien, Bau, Bildung und Oberflachengestaltung. Berlin. Coubal, M. (1999): Compression along faults: example from the Bohemian Cretaceous Bazin. –Mineral. Slovaca. 22, 139-144. Gränzer, J. (1901): Das sudetische Erdbeben vom 10 Janner 1901. Mitteilungen des Vereines der Naturfreunde in Reichenberg, 32, Jahrgang, 1901, 1–77. 49
Gränzer, J. (1901): Beiträge zur Geologie der Umgebung Reichenberg. – Sonderdruck aus dem I. Programm der. k.k. Lehrerbildungsanstalt zu Reichenberg in Böhmen. 1–19. – (1927): Granite des Isergebirges. Sbor. St. geol. Ústavu Čs. Republ., VII, 51– 142. Praha. – (1929): Tertiare vulkanische Gesteine in der Umgebung von Reichenberg in Böhmen. – Mitteilungen des Vereines der Naturfreunde in Reichenberg 51. Jahrgang. Hanuš, L. (1973): Zpráva o výsledku geofyzikálních měření pro úpravu vody v Bedřichově a pro štolové přivaděče z vodního díla Josefův Důl. – MS Geofond. Praha. Chabr, P., Horáček, J. (1971): Sdělení o nálezu fosfuranylitu a některých nových minerálů pegmatitové paragenese z Liberce – Ruprechtic. MS ČSUP Příbram. Chaloupský, J., ed. (1989): Geologie Krkonoš a Jizerských hor. – Ústř. úst. geol. Praha. 288 p. Klomínský, J. (1969): Krkonošsko-jizerský granitoidní masiv. – Sbor. geol. Věd, G, 15, 7–133. Academia. Praha. Klomínský, J. et al. (2000): Vysvětlivky k základní geologické mapě České republiky 1 : 25 000 03 – 323 Jablonec n. Nisou. MS archiv Čes. geol. úst. Praha. Klomínský, J. et al. (2000): Vysvětlivky k základní geologické mapě České republiky 1 : 25 000 03 – 143 Liberec. MS archiv Čes. geol. úst. Praha. Klomínský, J. – Rajpoot, G. (in press): Atlas of plutons in the Bohemian Massif. Krishnamurthy R.V., Schmitt D., Atekwana E.A., Baskaran M. (2003): Isotopic investigation of carbonate growth on concrete structures. Applied Geochemistry, 18, 435–444. Kujan, J. (1991): Inženýrskogeologický průzkum pro liniovou stavbu kanalizace a vodovodu v Bedřichově u Jablonce nad Nisou. – MS Geofond. Praha. Kvičínský, Z. (1986): Postavení tanvaldského granitu ve vztahu k horninám krkonošsko-jizerského a lužického plutonu. – Věst. Ústř. Úst. geol., 61, 6, 361–367. Praha. Macleod G., Hall A.J., Fallick A.E. (1990): An applied mineralogical investigation of concrete degradation in a major concrete road bridge. Mineralogical Magazine, 54, 637644, part 4, Dec. 1990. Macleod G., Fallick A.E., Hall A.J. (1991): The mechanism of carbonate growth on concrete structures, as elucidated by carbon and oxygen isotope analyses. Chemical Geology, 86, 335-343. Milch, L. (1899,1902): Beitrage zur Kenntnis der granitischen Gesteine des Riesengebirges. – Neues Db. Minerál. Gel. Pal., Beilageb. 12, 15. Stuttgart.
50
Mrázová, Š. et al. (2001): Vysvětlivky k základní geologické mapě 1 : 25 000 03-144 Tanvald. MS archiv ČGÚ. Praha. Müller, B. (1933): Das Reichenberger Braunkohlenbecken als Grundwasser-Sammler. – Mittteilungen des Verreines der Naturfreunde in Reichenberg., 55. Jahrg., 1–47. – (1933a): Erdgeschichte. – Heimatkunde des Bezirkes Reichenberg in Böhmen I/2, 131–240. Liberec. – (1934): Erläuterungen zur geologischen Karte des Bezirkes Reichenberg in Böhmen. – (1937): Die Vollendung der geologischen Ausschlisung des Machendorfer Quellegeländes. Mitteilungen des Verreines der Naturfreunde im Reichenberg (Wissenschaftlichen Verrein). 59. 1937, 5–13. Naturfreunde (Reichenberg), 60. Liberec – (1938): Neuer Bazaltaufschluss zwischen Reichenberg und Harzdorf. – Mitt.Ver. Fingerwald. 7. jahrb. 1934, 1–18. Němeček, V. (1982): VD Josefův Důl – štola , zpráva o geologicko-průzkumných prací. Duben 1982 , Stavební Geologie n.p. Praha. Němeček, V. (1984): Josefův Důl – II stavba, zpráva o výsledcích geologickoprůzkumných prací. Prosinec 1984, Stavební Geologie n.p. Praha. Nezvalová J. (2003): Pseudokras v technických horninách. In: Mentlík P., Šulc Z. (eds.), Geomorfologický sborník 2. Příspěvky z mezinárodního semináře "Geomorfologie 2003, 22. 23.4. Nečtiny. Západočeská univerzita v Plzni, Katedra geografie. Pivec, E. – Ulrych, J. – Höhndorf, A. – Rutšek, J. (1998): Melilitic rocks from northern Bohemia: geochemistry and mineralogy. – N. Jb. Mineral. Abh. 173, 119–154. Raumer, K. v. (1813): Die Granite des Riesengebirges und die umgebenden Gebirgsfamilien. – Berlin. Report of the Working Group for Regional Geological Classification of the Bohemian Massif at the former Czechoslovak Stratigraphic Commission (1994): Regional geological subdivision of the Bohemian massif on the territory of the Czech Republic. – J. Czech Geol. Soc., 39, 1, 127–144. Rimann, E. (1911): Der geologische Bau des Isergebirges und seines nordliches Vorlandes. – Jb. Preuss. Geol. Landesanst., 31, 1, 482–533. Berlin. – (1912): Über die Beziehungen des Riesengebirgsgranits (Granitit) zu dem ihn im Suden begleitenden „Granit“ – zuge. Zbl. Mineral. Geol. Pal., 33–34. Stutgart. Rose, G. (1849): Uber die zur Granitgruppe gehorenden Gebirgsarten. Z. Dtsch. Geol. Ges., 1, 352 – 386. Berlin, Hannover. 51
Rose, G. (1856): Bemerkungen über die Beschaffenheit und Lagerungsverh Ültnisse der Gesteine im Riesen- und Isergebirge. – Mber. Dtsch. Akad. Wiss., s.445. Berlin. – (1857): Über den Granit des Riesengebirges im Nordwesten begrenzenden Gneis. – Z. Dtsch. Geol. Gessl., 513–526. Hannover. Scheumann, K. H. (1913): Petrographische Untersuchungen an Gesteinen des Polzengebietes in Nord-Böhmen. Abh. Königl. Sachs. Gesell. Wiss., math.-phys. Kl.32: 7, 607–776. Sušický, Z. et al. (1974): Závěrečná zpráva o výsledku inženýrsko-geologického průzkumu pro vodovodní přivaděče z nádrže na Kamenici u Josefova Dolu do Liberce. – MS Geofond Praha. Šrédl, L. (1987): Závěrečná zpráva orientačního inženýrskogeologického průzkumu Jablonec n. N. – Mšeno – přehrada. – MS Geofond. Praha. - (1989a): Závěrečná zpráva předběžného inženýrskogeologického průzkumu Harcov – přehrada. – MS Geofond. Praha. - (1989b): Závěrečná zpráva předběžného inženýrskogeologického průzkumu Bedřichov – přehrada. – MS Geofond. Praha. Ulrych, J. – Pivec, E. (1997): Age-related contrasting alkaline volcanic series in North Bohemia. –Chem. Erde 57, 311–336. Gustav Fischer Verlag. Ulrych, J. – Adamovič, J. (2001): Memorandum to the classification of the ultramafic melilite lamprophyres and related alkaline lamprophyres from the type localities in northern Bohemia. – MS Geol. Institute, Czech Academy of Sciences, Prague. Ulrych, J. – Povondra, P. – Rutšek, J. – Pivec, E. (1988): Melilitic and Melilite-bearing subvolcanic rocks from the Ploučnice river region, Czechoslovakia. – Acta Univ. Carol. – Geologica, 2, 195–231. Watznauer, A. (1935): Die Geologie des Bezirkes Gablonz, in: Gierach, E. – Streit, J. : Heimatkunde des Bezirkes Gablonz. Jablonec nad Nisou.
19
PŘÍLOHY 1. Projektový záměr na téma: Geologicko-strukturní výzkum EDZ (Excavation Damaged Zone) granitového masívu ve vodárenských tunelech v Jizerských 2. Geologická mapa okolí bedřichovského tunelu – nepřiložena 3. Mapa magmatických staveb okolí bedřichovského tunelu - nepřiložena 4. Mapa puklinových sítí okolí bedřichovského tunelu - nepřiložena 5. Bedřichovský tunel (úsek A) Mapa puklinové sítě bedřichovského tunelu podle výplně - nepřiložena
52
6. Bedřichovský tunel (úsek A) Mapa tektonické sítě s růžicovými diagramy četnosti puklin a tektonických zón - nepřiložena 7. Bedřichovský tunel (úsek A) Mapa tektonické sítě s kruhovými diagramy hustot pólů puklin (Schmidtova projekce) - nepřiložena 8. Bedřichovský tunel (úsek A) Mikroseismické měření ve stěně tunelu, upraveno podle dat SG Praha (1982) - nepřiložena 9. Strukturně-geologické pasporty vybraných úseků bedřichovského tunelu (úsek A) v měřítku 1:20 10. Fotodokumentace - nepřiložena
53
Správa úložišť radioaktivních odpadů Dlážděná 6, 110 00 Praha 1 Tel. 221 421 511 E-mail:
[email protected] www.surao.cz
