Geodynamický vývoj a deformační mikrostruktury vybraných typů ortorul moldanubika

Univerzita Karlova v Praze, Přírodovědecká fakulta Ústav petrologie a strukturní geologie Geodynamický vývoj a deformační mikrostruktury vybraných typů ortorul moldanubika Geodynamic evolution and deformation microstructures of selected orthogneisses of the Molanubian Zone Bakalářská práce Jakub Kryl Praha 2011 Vedoucí bakalářské práce: RNDr. Kryštof Verner, Ph.D.

Prohlašuji, že na této bakalářské práci jsem pracoval samostatně za pomoci mého školitele a všechny použité prameny jsem řádně citoval. 1

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

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

ENGLISH ABSTRACT This work is about structural analysis of a two quartz-feldspar rock bodies (Bechyne orthogneiss and Blanik orthogneiss), which are a part of very high metamorphic rocks of west part of Moldanubian Zone (Drosendorf unit). It s quartz-feldspar rocks with granite protolite, whose age of the crystallization belongs to cambro-ordovian magmatic event. These rocks have been affected by HT/MP HT/LP metamorphosis during Variscan processes and polyphase deformation during the rock complex exhumation. First part of this work is about basic deformation mechanism of rocks, which creates the basic types of microstructures (for example on base of Passchier and Trouw 2005; Stünitz and Gerald 1993) for example pressure solution, recovery, difusion creep etc. In the second part is briefly described evolution of Moldanubian zone in detail with focusing on types of orthogneisses which I study, but this chapter is mainly about structural and microstructural analysis of Blanik and Bechyne orthogneiss, which has been done in base of field research and supplemented about structural map and stereographic projections. The body of Bechyně and Blaník orthogneiss provide a different deformation record in a form of macroscopically and microspocically fabrics. The Blanik orthogneiss recorded compression and relatively HT evolution event in the frame of exhumation history of drosendorf rock complex in moldanubian zone. The body of Bechyně orthogneiss has been affected by phase of extension tectonic in relatively LT/LH conditions. The deformation history analysis different bodies of quartz-feldspar rocks in moldanubian zone and their correlation enable an interpretation geodynamical evolution in whole-region scale. There will be more bodies of quartz-feldspar rocks in my follow-up diploma work and the correlation study of moldanubian zone will be more detailed. 4

1. ÚVOD A DEFINICE BAKALÁŘSKÉ PRÁCE V první části této bakalářské práce je pojednáno o základních deformačních mechanismech hornin, které vytvářejí základní typy deformačních mikrostruktur (např. Passchier a Trouw 2005; Stünitz and Gerald 1993). V části druhé je zpracována mikrostrukturní charakteristika vybraných typů křemen-živcových hornin (těles ortorul a metagranitů), které jsou součástí exhumovaných částí spodní a střední kůry variského orogenu - moldanubika. Jejich jednoduché mineralogické složení, jasná strukturní pozice v rámci regionálních orogenních staveb v moldanubiku a obecně velká propracovanost mechanismů deformace a rekrystalizace křemen-živcových hornin v různých teplotně-tlakových podmínkách umožní provedení korelační studie napříč jednou z nejkomplikovanějších a nejdiskutovanějších jednotek v rámci středoevropských variscid. 2. DEFORMAČNÍ MECHANISMY Jedná se o procesy, na jejichž základě minerály a horniny podléhají deformaci za vzniku příslušných mikrostruktur. Deformaci může způsobit mnoho procesů, které jsou specifické v rámci každého zrna. Tyto procesy mineralogii, závisí složení na litologii, intragranulárních fluid, ale také na teplotě, litostatickém tlaku, orientovaném tlaku, tlaku fluid a Obr. 1a.) Krystalová mřížka obsahující dva typy defektů (vakance a intersitiály); b.) Okrajová dislokace; c.) rychlosti deformace (Vernon et al. 2004). Prohnutá dislokace; d.) Okrajová a prohnutá dislokace Odezvou na tyto procesy je tvorba v krystalové mřížce (Trouw et al. 2005) specifických mikrostruktur v rámci intrakrystalinní deformace krystalové mřížky. Krystalová mřížka obsahuje běžně defekty, které můžeme v základu rozdělit na bodové a liniové. Mezi bodové defekty řadíme vakance (volná místa) a intersitiály (vsunutiny) (Obr. 1). Liniové defekty mohou být způsobeny přítomností částečné roviny v krystalové mřížce minerálu (v podstatě se jedná o kontinuální řadu intersitiálů mezi dvěma plochami krystalové mřížky). V rámci těchto defektů vzniká v krystalech intrakrystalinní deformace, kterou se rozumí pohyb jednotlivých atomů krystalové mřížky, jež je způsobena dislokačním skluzem a migrací vakancí nebo intersitiálů. Změnou pozice atomů v mřížce dosáhneme permanentní deformace 5

(vznik undulózního zhášení, či deformačního páskování) (Trouw et al. 2005). Procesem, který naopak minimalizuje množství dislokací a dislokačních spletí je zotavení. Zotavením se rozumí migrace dislokací deformačně porušeného zrna na jedno místo, konkrétně do deformačních pásů (Obr. 4). Projevem je pokles hustoty dislokací, kdy dislokace směřují do jedné planární zóny (Trouw et al. 2005; Vernon et al. 2004). Mikrostrukturní rekrystalizace se běžně projevuje tvorbou relativně malých, nedeformovaných zrn, které obklopují relikty větších, přetvořených zrn. Mřížková orientace se v rámci dílčích subzrn lehce mění, přibližně o 5 s doklady undulózního zhášení (struktura jádra a pláště). V principu bývají tyto procesy spojené s aktivitou difůzního krípu a zotavení (Trouw et al. 2005). Deformační mechanismy mohou být klasifikovány různě, ale principielně se v rámci mikroměřítka dělí na křehkou a duktilní deformaci (Trouw et al. 2005; Vernon et al. 2004). 2.1. Kataklastický tok (frakturace) Jedná se o deformační proces, kterého je dosaženo mechanickým rozrušením, skluzem a rotací fragmentů za vzniku charakteristické struktury kataklazitu (Obr. 2a) (Trouw et al. 2005). Procesy kataklastického toku zahrnují ztrátu koheze způsobenou frakturací, změny tvarů a frikční skluzy podél fakturovaného povrchu. V rámci kataklastického toku se Obr.2 a.) Stavba kataklazitu angulární fragmenty velikostí v jemnozrnné matrix; b.) Rekrystalovaná stavba - malá rekrystalovaná zrna (Trouw et al. 2005) vymezují dva hlavní procesy. Jsou to různých frikční skluz po hranicích zrn, který neobsahuje intrakrystalinní frakturace a procesy samotné fakturace (Vernon et. al. 2004). Tento mechanismus je zpravidla aktivní za relativně nízkého stupně metamorfní přeměny, převážně v podmínkách: (i) křehkých reologických vlastností minerálních fází, (ii) vysokých rychlostí deformace a (iii) přítomnosti vyššího tlaku fluid (Tapponier and Brace, 1976). Frikční skluz po hranicích zrn zahrnuje skluz zrn bez vzniku frakturací starších minerálních agregátů. Tento proces je také nazýván jako nezávislý tok částic a projevuje se jak při nízkém omezujícím tlaku, tak při vysokém tlaku fluid, který redukuje efektivní napětí (Vernon et al. 2004). Mezi charakteristické znaky kataklastických deformačních 6

mikrostruktur patří: (i) variabilní velikosti minerálních zrn, (ii) výskyt angulárních tvarů krystalů a polykrystalických horninových fragmentů a (iii) přítomnost fluidních inkluzí (Vernon et al. 2004). 2.2. Tlakové rozpouštění Jedná se o deformační mechanismus, který bývá aktivní v horninách s vyšším obsahem slíd a intergranulárních fluid. K tomuto procesu dochází převážně na kontaktech zrn, v místech zvýšeného tlaku. Tlakové rozpouštění se projevuje změnou tvaru zrn v důsledku rozpuštění a Obr. 3. Změna tvaru zrn působením tlakového rozpouštění (Trouw et al. 2005). následné migrace materiálu z okrajů zrn (Obr. 3). Tento proces je vázán na kontakty zrn, odkud v důsledku zvýšeného tlaku proběhne transfer materiálu do míst s menším tlakem. Vlivem tohoto selektivního tlakového rozpouštění vzniká nejčastěji tenká fluidní fáze na hranicích zrn, kde je tlak nižší. Rekrystalovaný materiál často prodělává transfer na větší vzdálenost a dochází v krystalizaci v odlehlých doménách, často ve formě žilek. Mezi projevy tlakového rozpouštění patří přítomnost úlomků zrn a idiomorfních fenokrystů. (Trouw et al.2005; Vernon et al. 2004). Základním znakem, indikujícím tlakové rozpouštění je přítomnost zkrácených objektů (např. fosílie, detritická zrna a idiomorfní fenokrysty) a výskyt charakteristických zubatých okrajů rozpouštěných zrn (švů tlakového rozpouštění) (Trouw et al.2005). 2.3. Difůzní kríp Za vyšších teplot se u deformovaných / rekrystalovaných hornin zvyšuje schopnost migrace jednotlivých vakancí napříč krystalovou mřížkou minerálu (Knipe, 1989; Wheeler, 1992). Tyto procesy se označují jako difůze (grain-scale diffusion mass transfer). Jsou rozlišovány dva základní typy difůze a to: (i) Cobleho kríp a (ii) Nabarro-Herringův kríp. Cobleho kríp se projevuje formou difůze vakancí v krystalové mřížce podél hranic zrn, Nabarro-Herringův kríp je založen na difůzi vakancí skrz krystalovou mřížku. Značný vliv na aktivitu tohoto deformačního mechanismu má dále velikost primárních minerálních agregátů. V obecné 7

rovině jsou deformační mechanismy s aktivitou difuzní výměny lépe uplatňovány v horninách s jemnozrnnou texturou. K deformaci a změnám minerálních agregátů v tomto případě dochází bez výrazných změn jejich hranic a mřížkové přednostní orientace. Difůzní kríp může gradovat až do viskózního skluzu po hranicích zrn, který se vyskytuje za specifických podmínek rychlosti deformace a teploty. Výsledkem je deformace v tahu s velkým podílem napětí bez evidence frakturace (označována jako superplastická deformace ). Mezi hlavní indikátory difůzního krípu patří (Hirth and Tullis at al., 1992; Trouw et. al.2005): (i) evidence spojování zrn podél jejich hranic, (ii) narovnávání a formovaní zrn do kosočtverečných, či obdélníkových tvarů (retikulární textura), (iii) evidence nukleace jedné z fáze v trojném bodě mezi zrny dalších fází formovaných pomocí GBS. Dalším vodítkem pro indikaci superplasticity může být nedostatečně vyvinutá přednostní orientace u minerálů. 2.4. Zotavení (recovery) Zotavení je specifický deformační proces, který vede k obnově a zlepšení vnitřní stavby zrn (redukce dislokační hustoty). Působením volné energie v krystalech, dochází k relativnímu nárůstu teploty beze změny jejich chemického složení (Trouw et al. 2005; Vernon et al. 2004). Vyšší teplota pak usnadňuje šplhání dislokací a vytváření dislokačních stěn (Simpson et. Obr. 4. Schématická ilustrace transferu dislokací do dislokačních stěn procesem obnovy (Trouw et al. 2005) al. 1985). Dochází k posunu vakancí směrem k dislokačním doménám a tak k jejich efektivnímu narovnávání. Dislokace v krystalu pak tvoří planární síť, která se nazývá subzrnová hranice (Obr. 4). Uspořádání a snižování počtu dislokací umožňuje částečnou ztrátu volné energie v krystalu, což podporuje vyšší stabilitu celého systému (Trouw et al. 2005; Vernon et al. 2004). 8

3. REKRYSTALIZACE Procesy rekrystalizace probíhají na základě změn fyzikálních a chemických parametrů horniny, tzn. změna velikosti a tvaru krystalových zrn, někdy i jejich orientace (působil-li současně tlak), za vzniku charakteristických rekrystalizačních struktur. K rekrystalizaci dochází nejčastěji za příspěvku regionálního napětí (dynamická rekrystalizace) nebo bez (statická rekrystalizace). Nejdůležitějšími fyzikálními parametry jsou teplota, tlak, rychlost deformace a změna chemického složení (Trouw et al. 2005; Vernon et al. 2004). Rekrystalizační procesy jsou dalším deformačním mechanismem, který se podílí na snížení dislokační hustoty v deformovaném krystalu (Stipp et al 2002). Dochází k efektivní reorganizaci materiálu (agregáty více postižené dislokacemi jsou zatlačovány méně porušenými). Hlavní evidencí pro přítomnost rekrystalizace jako hlavního deformačního mechanismu je: (i) částečně rekrystalovaná struktura s bimodální distribucí velikosti zrn s charakteristickým výskytem rovnocenných zrn mezi zrny velkými a přítomností undulózního zhášení. (ii) kompletně rekrystalovaná struktura, která se vyznačuje výskytem agregátů rovnocenných velikostí a charakteru se silnou mřížkovou přednostní orientací (Trouw et al. 2005; Vernon et al. 2004). 3.1. Statická rekrystalizace Ke statické rekrystalizaci dochází v důsledku zpomalení nebo zastavení rychlosti deformace. Po zastavení/zpomalení deformace obsahují krystaly deformační spletě. Během statické rekrystalizace jsou nestabilní minerální fáze nahrazovány stabilními, hranice jednotlivých zrn získávají subhedrální až euhedrální tvar a patrné spletě dislokací jsou vlivem obnovy přesouvány do tenkých pásků (Obr. 4) (Trouw et al. 2005; Vernon et al. 1986; Vernon et al. 2004). Statická rekrystalizace se projevuje přítomností pravidelných nebo lehce zakřivených hranic jednotlivých subzrn, bez výrazné přednostní prostorové orientace a indikací deformace krystalové mřízky (např. undulózní zhášení). Původní deformační stavba horniny zůstává zachována v případě, že teplota horniny byla po snížení rychlosti deformace relativně nízká nebo pokud bylo přítomno jen málo volné vody. V případě že teplota rekrystalované horniny zůstává dostatečně vysoká a podél hranic zrn se vyskytuje dostatek fluidní fáze je i během procesu statické rekrystalizace v iniciálních fázích umožněna aktivace deformačního mechanismu migrace hranic zrn (GBM) nebo redukce hranic zrn (GBAR) (Trouw et al. 2005). Projevem statické rekrystalizace je přítomnost subzrn s rovnými nebo hladce 9

zakřivenými hranicemi, které vykazují absenci undulózního zhášení a dalších dokladů interní deformace krystalové mřížky. Ve staticky rekrystalované stavbě je často možné pozorovat relikty původních deformačních struktur (Trouw et al. 2005; Vernon et al. 1986; Vernon et al. 2004). 3.2 Dynamická rekrystalizace K dynamické rekrystalizaci dochází v aktivním deformačním režimu (za příspěvku orientovaného napětí). Během dynamické rekrystalizace dochází ke změnám ve velikosti jednotlivých zrn (subzrn), prostorové jejich tvaru orientaci. a přednostní Rekrystalizační procesy často probíhají bez výrazných změn v celkovém chemismu horniny. (Vernon et al. 2004; Trouw et al. 2005). Pro dynamickou rekrystalizaci je typická Obr. 5. Schématické znázornění tří hlavních typů dynamické rekrystalizace, jimiž jsou bulging, subgrain rotation a grain boundary migration (Trouw et al. 2005) přítomnost deformačních pásků, skupin a dislokačních substruktur a mezi její projevy patří ostré hranice mezi porfyroklasty. Nově rekrystalovaná zrna jsou na rozdíl od starších zrn deformována velmi mírně nebo vůbec, což nám pomáhá v rozlišení dynamické rekrystalizace od statické. (White et al. 1977). V rámci procesu dynamické rekrystalizace se v závislosti na teplotním režimu a rychlosti deformace vymezují tři její základní typy: (i) bulging (vydouvání), (ii) subgrain rotation (rotace subzrn) a (iii) grain boundary migration (migrace hranin zrn) (Obr. 5). Rekrystalizace nezahrnuje tvorbu nových minerálů nicméně mezi starým a novým zrnem mohou být rozdíly ve složení, například u minerálů se složitějším chemickým složením. Tvorba nových minerálů s odlišným chemickým složením se nazývá neorekrystalizace a vzniká tam, kde migrace hranic separuje různé minerály. (Vernon et al. 2004; Trouw et al. 2005). 10

3.2.1. Bulging Proces bulgingu (bulging recrystalization; BLG; vydouvání) bývá známý jako nízko teplotní migrace hranic zrn. Proces BLG je způsoben nerovnováhou v hustotě dislokaci na hranici sousedících zrn. Dochází k částečnému pohybu hranic zrn a jejich vydouvání do okolních krystalů s nižší dislokační hustotou. Zbytky starších zrn jsou pak obklopovány nově rekrystalizovanými zrny, což je známe jako core and mantle structure (Stipp et. Obr. 6. Relikty starých křemenných zrn téměř kompletně nahrazené novými zrny během bulgingu (Trouw et al. 2005) al. 2002). Výsledné struktury pak mohou být separovány od původního zrna a vytvořit tak relativně malá nedeformovaná zrna. V závislosti na teplotních podmínkách se BLG začíná projevovat podél hranic zrn a minoritně podél trhlin při teplotách okolo 300 C. S narůstající teplotou jsou projevy BLG stále patrnější a při teplotě kolem 400 C výrazně narůstá oproti předchozím případům počet rekrystalovaných zrn a BLG se stává dominantním procesem (Trouw et al. 2005; Vernon et al. 2004). V rámci BLG rekrystalizace můžeme vymezit několik modelů. Prvním modelovým případem je vznik vydutiny pouze za přispění procesů BLG rekrystaliace a její následná separace vedoucí ke vzniku tlaku prostého zrna je způsobena mikrofrakturací. Další možností je, že vydutina prodělá progresivní SGR rekrystalizaci, která způsobí separaci vydutiny v důsledku migrace a propojení hranic subzrn, a tudíž separaci nového zrna. Dalším případem může být migrace nových hranic vydutiny do starého zrna, za vzniku nového zrna. Nové hranice vybouleniny migrují do starého zrna. Posledním případem je vydutí subzrna na hranici deformovaného zrna do sousedního zrna (Stünitz and Heilbronner and Schmidt et al. 2002). Intrakrystalinní deformace bývají v případě bulgingu minoritní záležitostí (Trouw et al. 2005; Vernon et al. 2004). 11

3.2.2. Rotace subzrn (subgrain rotation recrystalization; SGR) Jedná se o specifický deformační proces dynamické rekrystalizace, během něhož nově rekrystalované minerální agregáty mění svou původní krystalovou orientaci (Obr. 7) (Hirth and Tullis, 1992). Vyskytuje se za vyšších teplot než BLG (pohybují se od 440 C do 510 C, plus/mínus 30 C) a mechanismus SGR chronologicky navazuje na BLG. Obr. 7. Typická stavba dynamicky rekrystalovaného K procesu SGR dochází v případě, kdy křemene procesem subgrain rotation. Zrna sledují slabou přednostní orientaci, jež definuje foliaci horniny (Trouw jsou dislokace schopny pohybu (šplhání) et al. 2005) z jedné mřížky do vedlejší. Z těchto příčin se úhel mezi krystalovou mřížku v obou směrech hranic subzrn zvětšuje do té míry, že agregát přestane být klasifikován jako původní. Starší zrna mají tendenci být duktilně deformována a elongována (evidence nárůstu anizotropie horniny). Jednotlivé hranice zrn jsou během aktivity SGR velmi efektivně narovnávány a rostou objemové proporce dílčích agregátů. Dále se u krystalů objevuje struktura kůry a pláště a rybonové struktury, zvyšuje se přednostní prostorová orientace mřížky jednotlivých subzrn (Vernon et al. 2004). V rámci zóny SGR rekrystalizace jsou porfyroklasty vždy přetvořeny na páskovaná zrna, rekrystalovaná zrna stejné velikosti, jsou uspořádána do vrstev šikmo nebo subparalelně k původní foliaci a jejich tvary jsou více anizotropní než uvnitř BLG zóny. Subzrna mají přibližně stejnou velikost jako rekrystalovaná zrna, ale vlivem heterogenního tlaku může docházet k jejich mírné reorientaci. V přechodné fázi mezi BLG a SGR nepravidelně roste velikost zrn a ve srovnání s BLG produkuje SGR relativně rovné hranice porfyroklastů. Mezi projevy SGR rekrystalizace patří hranice subzrn laterálně procházející hranicemi zrn a pozvolný přechod agregátů subzrn do novotvořených agregátů zrn o zhruba stejné velikosti. (Trouw et al. 2005; Vernon et al. 2004). 12

3.2.3. Vysokoteplotní migrace hranic zrn (H-T Grain Boundary Migration; GBM) Rekrystalizační proces GBM bývá aktivní zejména za vyšších teplot, za podmínek kdy rapidně vzrůstá mobilita hranic zrn (Lloyd and Freeman, 1991). GBM se vyznačuje růstem krystalu s menší hustotou dislokací na úkor sousedního krystalu s větší hustotou dislokací. Tento růst probíhá podél hranic zrna s větší hustotou dislokací, kde dochází snadněji k jejich přemístění sousedního zrna. a tudíž V podstatě k růstu Obr. 8. Silně prohnuté hranice křemene a živce prozrazují projevy GBM rekrystalizace (Trouw et al. 2005) dochází k uvolnění elastického napětí nahromaděného vlivem dislokací, a zrno s větším napětím je konzumováno svým sousedem. V rámci výměny materiálu mezi zrny může dojít k jejich mírné reorientaci, což je obvyklý jev doprovázející GBM. Rekrystalizační procesy jsou významně podporovány přítomností fluidní fáze na hranicích jednotlivých zrn (Vernon et al. 2004; Urai, Means & Lister et al. 1986; Lloyd et al. 1993). GBM rekrystalizace se zejména projevuje za relativně vysokých teplot v amfibolitové facii. Tento proces se stává dominantním při teplotách okolo 500 C až 550 C, kdy mají zrna nepravidelnou velikost, tvar a hranice. Při teplotě mezi 550 C a 700 C dochází k progresivnímu růstu velikosti rekrystalovaných zrn a při teplotách nad 630 C se vyvíjí šachovnicové zhášení (Stipp and Stünitz and Heilbronne and Schmidt et al. 2002). Růst rekrystalovaných zrn v zóně GBM je ve srovnání s SGR zónou progresivnější a zrna mohou dosahovat velikosti dokonce několik milimetrů. Rychlost GBM je ovlivnitelná krystalografickou charakteristikou přiléhajícího zrna, strukturou hranic zrn a teplotou. Mezi hlavní projevy GBM patří vysoce nepravidelné hranice zrn a nepřítomnost reliktů porfyroklastů (Obr. 8). GBM je charakterizována zrny se silně variabilní hustotou dislokací, na rozdíl od SGR procesů, kde je hustota dislokací v rámci zrn velice podobná (Trouw et al. 2005; Lloyd et al. 1993). Dalším znakem je tzv. pinning windows, kdy se jedná o proces migrace hranic zrna volným prostorem mezi zrny slídy s jejich následným vydutím (Trouw et al. 2005). Základní rozdíl mezi SGR a GBM rekrystalizací je v chování jednotlivých porfyroklastů. V rámci SGR rekrystalizace bude krystalografická orientace nových zrn závislá na krystalografické orientaci jejich 13

hostitelského zrna, na rozdíl od GBM rekrystalizace, kdy je krystalografická orientace kontrolována hranicemi sousedních zrn (Lloyd et al. 1993). 4. CHARAKTER DEFORMACE A MIKROSTRUKTURY MINERÁLNÍCH FÁZÍ 4.1. Křemen Deformační chování křemene je ovlivněno obsahem fluidní fáze, která může mít vliv na jeho pevnost nebo aktivaci dislokačních skluzových systémů. Ve velmi nízkých metamorfních podmínkách (pod 300 C) jsou u křemene dominantními deformačními mechanismy kataklastický tok a tlakové rozpouštění. Charakteristickými projevy jsou frakturace zrn, undulózní zhášení a projevy tlakového rozpouštění a přemístění materiálu, někdy ve formě žilek (Tab. 1) (Trouw et al. 2005). V nízkých metamorfních podmínkách (300 400 C) se stává dominantním mechanismem dislokační kríp a dislokační skluzy, hlavně na bazální skluzové ploše. Charakteristickými strukturami je rozsáhlé undulózní zhášení a deformační páskování. V těchto podmínkách se začíná projevovat mechanismus BLG, zejména podél mikrofraktur a okrajů zrn. Okolo teplot 350 C projevy BLG narůstají a po 400 C se BLG stává dominantním rekrystalizačním procesem (Tab. 1) (Trouw et al. 2005). Ve středních až vysokých metamorfních podmínkách (400 700 C) je dominantním mechanismem dislokační kríp a SGR. Charakteristické jsou v tomto případě zotavovací a rekrystalizační struktury. V menším rozsahu se může uplatňovat i tlakové rozpouštění. Podle experimentálních indikací se se zvyšující se teplotou mění rekrystalizační mechanismus z dominantní SGR rekrystalizace na kombinaci SGR a GBM rekrystalizace. SGR rekrystalizace se uplatňuje hlavně mezi 490 C do 560 C, poté nastává kombinace s GBM (Tab. 1). GBM se stává dominantním rekrystalizačním mechanismem od teplot 560 C. Zrna mají nepravidelný tvar, velikost a hranice, což je způsobeno právě progresivní migrací hranic. Od 650 C výše začíná u zrn převládat amoeboidní tvar a obsahují hojné množství mikrofrakturací. (Trouw et al. 2005). Nad 700 až 800 C se stává dominantní prizmatický skluz. V těchto metamorfních podmínkách dochází často k procesu sekundárního růstu zrn (secondary grain growth) způsobeným vlivem aktivity GBAR. Tento stav vede ke vzniku ojedinělých nepravidelných amoeboidních tvarů a případně k tlakům-prostým monominerálním křemenným pruhům (Tab. 1). Deformační chování křemene je podmíněno nejen teplotou, ale i diferenciálním tlakem, přítomností vody v krystalové mřížce a podél 14

hranic zrn a rychlostí deformace. S rostoucím diferenciálním tlakem se může aktivovat více kluzných systémů. (Trouw et al. 2005; Vernon et al. 2004). TEPLOTA PROCESY PROJEVY Pod 300 C Kataklastický tok (křehká deformace) a tlakové rozpouštění Mikrofrakturace, lokalizované undulózní zhášení, projevy tlakového rozpouštění a transferu materiálu 300-400 C Dislokační kríp a převažující BLG v teplotách okolo 400 C Rozsáhlé undulózní zhášení a deformační páskování. Elongovaný tvar zrn, mikrofrakturace. 400-560 C Dislokační kríp a SGR Silně zploštělé krystaly a zotavovací rekrystalizace, ± tlakové rozpouštění struktury. Obdobná velikost původních a nových zrn. 560-700 C Kombinace SGR a GBM rekrystalizace, která s rostoucí teplotou přechází do GBM Nepravidelné tvary zrn, velikosti a hranice. Améboidní tvary mikrofrakturace. Při vyšších teplotách šachovnicové zhášení 700-800 C GBAR, Prizmatický skluz Nepravidelné améboidní tvary a tlaku-prosté, monominerální křemenné pásky Tab.1 (Trouw et al. 2005; Stünitz and Heilbronne and Schmidt et al. 2002; Vernon et al. 2004; Stünitz and Fitz and Gerald et al.1993). 4.2. Živce Chování živců vápenato-alkalického složení (plagioklasů) a draselných živců (ortoklas) během deformace je závislé na metamorfních podmínkách a je výrazně obdobné. Většina deformačních procesů u probíhá shodným způsobem (Trouw et.al. 2005). Ve velmi nízkých metamorfních stupních (pod 300 C) se živce deformují především křehkou frakturací. Charakteristické struktury ve výsledném kataklazitu jsou angulární zrna se širokou škálou velikostí. Fragmenty zrn ukazují na velmi silnou intrakrystalinní deformaci, zahrnující frakturaci zrn a dvojčatění. Jsou zde subzrna s nejasnými hranicemi a undulózním zhášením. V plagioklasech je v těchto podmínkách důležité deformační dvojčatěním albitu a periklínu (Tab. 2) (Trouw et al. 2005). V nízkých metamorfních stupních (300 400 C) se živce stále deformují hlavně interní mikrofrakturací, ale malou roli zde hraje i dislokační skluz. Na ostrých hranicích můžou být přítomna zúžená deformační dvojčata, zahnutá dvojčata, undulózní zhášení, deformační skupiny s ostrými hranicemi a kinky. V K-živci mohou být 15

přítomny perthity (albitové pásky v K-živci) (Tab. 2) (Trouw et al. 2005; Vernon et al. 2004). V nízkých až středních metamorfních stupních (400 500 C) se dostává do iniciální fáze dislokační šplh a projevuje se rekrystalizace hlavně podél okrajů zrn živce, která je důležitá pro nukleaci a růst nových zrn. Uvnitř živcových jader se mohou vyskytovat typické jádro/plášť mikrostruktury a střižné mikrozóny. Vyskytují se zde první projevy GBM, chybí zde přednostní prostorová orientace a dochází k homogennímu mísení zrn živce a ostatních minerálů v jemnozrnných agregátech (Tab. 2) (Trouw et al. 2005, Vernon et al 2004). Směrem do vyšších teplot ubývá případů deformačního dvojčatění a podél hranic K-živcvých porfyroklastů se objevují hojně myrmekity, ale i perthity. Za středních teplot (500-600 C) dochází k růstu nových zrn a dislokačnímu šplhu. Hlavním deformačním mechanismem je dále BLG. V jemnozrnných agregátech s ostrými hranicemi se vyvíjí typická struktura kůry a pláště. Projevuje se zde SGR i GBM rekrystalizace a mikrostruktury typu jádro/plášť, ale hranice mezi jádrem a pláštěm jsou méně zřetelné než při nižších teplotách. Chybí perthity a k frakturaci zrn dochází jen minoritně (Trouw et al. 2005). S nárůstem teploty se stává deformační dvojčatění již méně běžné. Na hranicích K-živce dochází k růstu myrmekitu a objevují se plamínkové perthity. Při teplotách nad 600 C bývá plagioklas již téměř kompletně rekrystalován. Z deformačních mechanismů převažuje SGR. V teplotách nad 850 C dochází za přítomnosti taveniny k aktivitě GBM (Trouw et al. 2005). 16

TEPLOTA PROCESY PROJEVY Pod 300 C Křehká frakturace a kataklastický tok Angulární zrna s širokou škálou velikostí, deformační dvojčatění, subzrna s nejasnými hranicemi, undulózní zhášení. V plg deformační dvojčatní albitu a periklínu 300-400 C Interní mikrofrakturace a ±dislokační skluz Undulózní zhášení, deformační skupiny s ostrými hranicemi, kinky, dvojčatění a pertitické odmíšeniny. 400-500 C Dislokační šplh a první projevy rekrystalizace, dominantně GBM Jádro/plášť mikrostruktury, subzrna, polygonální zrna podobné velikosti, mikrofrakturační struktury, myrmekity, chybí přednostní prostorová orientace a dochází k homogenímu mísení zrn živce a jiných minerálů Nad 500 C Dislokační šplh, GBM ± SGR, zotavení Chybí pertity a mikrofrakturace zrn je spíše výjimečná. Jádro/plášť mikrostruktury, ale s méně zřetelným přechodem Tab.2 (Trouw et al. 2005; Stünitz and Heilbronne and Schmidt et al. 2002; Vernon et al. 2004; Stünitz and Fitz and Gerald et al.1993). 17

4.3 Slídy Slídy se deformují převážně skluzem za aktivity deformačních mechanismů jako je tlakové rozpouštění, frakturace a dynamická rekrystalizace GBM. Mezi charakteristické mikrostruktury slíd patří mikrofrakturace zrn, undulózní zhášení, kinky a prohyby. Kinkové a prohybové struktury jsou zprohýbání se ve slídách vyskytuje běžné, zejména v okrajových částech agregátů, tlakové Obr. 9. Čtyři typy mikrostruktur, jež indikují směr pohybu migrujících hranic zrn během GBM rekrystalizace (Trouw et al. 2005) rozpouštění nebo kinky pak v jádře deformovaného krystalu. Frakturace jsou obvykle spojeny s vychýlením bazální plochy, což vede k válcovitým a čočkovitě protaženým tvarům zrn. Za nižších teplot se biotit deformuje duktilně (250 C) a směrem do vyšších teplot se začíná postupně projevovat GBM rekrystalizace (Tab. 3). Muskovit je vůči deformaci mírně odolnější než Obr. 10. Pinningová mikrostruktura mezi zrnem křemene a slídy ( Trouw et al. 2005) biotit (Trouw et al. 2005). Mezi základní mikrostrukturní projevy slíd patří struktury pinning windows a dragging mikrostructure (Obr. 9) (Jessel et al. 1987). Pinning windows microstructure se nejčastěji tvoří mezi dvěma zrny muskovitu ležícími v tenkém pásu na jedné přímce. Mezi krystaly je volný prostor a kolem se nacházejí zrna křemene. Do mezery mezi zrny muskovitu se vlivem bulgingu vyboulí jedno z okolních zrn křemene a vznikne pinning windows mikrostruktura (Obr. 10). Dragging mikrostruktura se podobá pinning mikrostruktuře, ale způsobuje ostrý úhel mezi hranicemi křemene a slídou (Jessel et al.1987). 18

METAMORFNÍ STUPEŇ PROCESY PROJEVY Nízký Slída se deformuje pouze za přispění Tlakové rozpouštění, fakturace, skluzových systémů undulózní zhášení, kinky a prohyby, biotit se chová duktilně už nad 250 C Střední Začíná se projevovat GBM rekrystalizace Přednostní prostorová orientace, protáhlá zrna Vysoký Dominantně GBM rekrystalizace Pinning, Pinning windows, Dragging, čočkovitě protáhlá a zůžená zrna muskovitu (fish shape), výrazná přednostní prostorová orientace Tab.3 (Trouw et al. 2005; Stünitz and Heilbronne and Schmidt et al. 2002; Vernon et al. 2004; Stünitz and Fitz and Gerald et al.1993). 4.4 Deformační procesy v křemen živcových horninách Charakter deformace je u těchto hornin závislý na metamorfních podmínkách (Trouw et. Al. 2005). Za nízkých teplot se křemen i živec deformují křehce (Obr.11), přičemž živce za identických podmínek vykazují nižší odolnost, což je pravděpodobně způsobeno tím, že živcová zrna mají puklinové plochy, které výrazně redukují jejich pevnost (Trouw et al. 2005). S nárůstem teploty postupně Obr.11 Deformační chování křemen živcových agregátů s hloubkou (Trouw et al. 2005) dochází k aktivitě dislokačního krípu u křemene, živec stále deformován křehce. Objevuje se zde pevnostní kontrast a křemen se stává slabším (měkčím) minerálem. Na živcových agregátech pozorujeme mikrostrukturní vývoj jádro/plášť, přičemž mikrostruktury jádra vykazují hojný výskyt křehké deformace a nepravidelné undulózní zhášení. Ze středních do vysokých metamorfních stupňů se křemen a živec deformují dislokačním krípem podporovaným difůzí a rekrystalizací. Oba minerály, křemen i živec mají formu monominerálních a polyminerálních pásků, dávající hornině páskovaný vzhled (Obr.11). Oba mají ve starých jádrech subzrna, která postupně přecházejí z jádra do rekrystalizovaného pláště. Křemen i živec vykazují stejnou deformační intenzitu a jsou mezi nimi jen malé 19

kontrasty v pevnosti (Trouw et al. 2005). Ve vysokých stupních metamorfózy jsou hranice zrn mezi křemenem a živcem většinou silně zakřivené, s lalokovitým, hrotovitým a dokonce amoeboidním tvarem. Tato geometrie může být způsobena deformací ve vysokých metamorfních podmínkách, možná s difůzním materiálem přemístěným jako Coble nebo Nabarro-Herring kríp nebo vysráženým z roztoku (Vernon et al. 2004). Jedním z charakteristických rozdílů v chování živce a křemene za vysokých metamorfních stupňů je vývoj jádro/plášťových struktur v živcích a homogenější deformace v křemeni. Je to důsledek rozdílných deformačních mechanismů. V živcích je hlavním deformačním mechanismem GBM rekrystalizace podporovaná dislokačním krípem. Nově produkovaná zrna živce se nacházejí mimo dislokace a jsou relativně měkká a GBM je může snadněji nahradit novými zrny. Ve výsledku je plášť rekrystalizovaných živcových zrn obklopující jádra živců mnohem měkčí a deformace je koncentrovaná v plášti, který roste na úkor progresivně se zmenšujícího jádra. V křemeni je dislokační kríp podmíněný dislokačním šplhem a SGR rekrystalizací. Nová zrna mají stejnou hustotu dislokací stejně jako stará subzrna a nové agregáty mají stejnou pevnost jako stará zrna. Následně se nevyvíjejí žádná jádra a pláště a křemen se deformuje relativně homogenně (Trouw et al. 2005; Vernon et al. 2004). 20

5. ÚVOD GEOLOGICKÝ VÝVOJ STUDOVANÉ OBLASTI Variské procesy tektonometamorfní (subdukce Rheické oceánské kůry a následná kolize krustálních celků Gondwany, Armorických desek a Avalonie (~380-290 Ma) byly klíčovou událostí při tvorbě rozsáhlého orogenního pásma, které dnes v reliktech vystupuje na povrch v západní a střední Evropě (Franke et. al. 2000; Schulmann et. al. 2009). Obr. 12. Schématická geologická mapa České republiky (Kachlík, V rámci V.: Geologický vývoj území České republiky, Surao, Praha, 2003) nejvýchodněji položeného reliktu tohoto typu kompresního orogenu Českém masívu, jež je segmentem kontinentální kůry Gondwany na J a Laurussie na S, vystupují dílčí litotektonické jednotky odlišného složení, stáří a geodynamického vývoje. Jedná se o (Franke et. al. 2000; Schulmann et. al. 2005): (i) Saxothuringikum (sasko-durynská a západosudetská oblast): je situováno v západní a severní části Českého masívu (Obr. 12). Jednotka je v klasickém pojetí samostatnou zónou mezi rhenohercinikem na SZ a moldanubikem na JV. Saxothuringikum se vyznačuje přítomností paraautochtoních hornin kadomského fundamentu (granitoidy prevariského stáří), metamorfovaných metasedimentárních komplexů (poměrně kompletní sledy protolitu stáří kambrium až spodní devon) s přítomností vysokotlakých komplexů v allochtonní pozici. Hlavní deformace a metamorfóza, která vtiskla hlavní rysy dnešní geologické stavby, se pak odehrála během spodního karbonu (~340Ma). Z pohledu deskové tektoniky je saxothuringikum samostatný fragment (mikrokontinent), který byl součástí armorické skupiny mikrokontinentů, která se během kambria a ordoviku odtrhla od mateřské Gondwany a zahájila postupný drift k severu do předpolí Laurussie. V rámci ČM se saxothuringikum člení na dvě oblasti: (i) oblast krušnohorskou a (ii) západní sudety (lugikum) oddělené pravostrannou střižnou zónou (labským lineamentem); (ii) Tepelsko- Barrandienská oblast (středočeská oblast; TBO): se nachází v centru Českého Masivu (Obr. 12), přičemž je na SZ odděleno tepelskou suturou a na JV patrně suturou gfohlskou. Jedná se o svrchní části nemetamorfované nebo slabě metamorfované zemské kůry: (i) zachovaný fragment kadomského orogenu (proterozoické stáří) ve střední Evropě a (ii) na něm 21

diskordantně uložené sedimentární sekvence spodního paleozoika (kambrium devon). TBO zaujímá centrální pozici v rámci ČM a lze ho dále členit na další menší jednotky (například: paleozoikum barrandienu, domažlické a tepelské krystalinikum atd.); (iii) Moldanubikum: jako moldanubikum označujeme komplex většinou silně metamorfovaných hlubinných hornin považovaných za kořenovou zónu variského orogenu, které tvoří převážnou jižní a západní část Českého masívu (Obr. 12). Z hlediska litologie se u nás moldanubikum člení na tři mírně odlišné jednotky: (i) monotónní, (ii) pestrou a (iii) gföhlskou skupinu. Procesy vývoje této domény byly spojeny s intenzivní magmatickou aktivitou; (iv) Moravosilezikum: rozkládá se na východ od Lugodanubického nasunutí ve východní části Českého masívu (Obr. 12). Moravosilezikum je složeno z kadomského fundanentu (tvořeného granitoidy brunovistulika prevariského stáří), varisky deformovanými sedimentárními sekvencemi spodního paleozoika a neporušeného platformního pokryvu. Slabá metamorfóza zde narůstá směrem k západu. Moravosilezikum bylo původně jednotným blokem v avalonsko-kadomském orogénu při severním okraji Gondwany (Franke et. al. 2000; Schulmann et. al. 2009). 5.1. Moldanubikum (MZ) a jeho pozice v rámci SV V Moldanubiku, jež je nejvýchodnější součástí moldanubické zóny variských internid se v rámci litotektonického členění vymezují jednotky (i) Drosendorfská, jež v ČM zahrnuje monotónní a pestrou skupinu a (ii) Gföhlská. Monotónní a pestrá skupina (Obr.13) se významně liší v přítomnosti pestrých vložek, kterými jsou například amfibolity, kvarcity, karbonáty a dále přítomností vysokotlakých hornin. Horninou, jež převážně buduje monotónní skupinu je biotitická až biotit cordieritická pararula, která v pestré skupině přechází do biotit-sillimanitické pararuly s granáty (Franke et.al. 2000, Kachlík et.al. 1999). Metamorfní podmínky Drosendorfské jednotky činí 640 720 C při tlacích 0,3 0,6 Gpa (Franke et.al 2000). Stáří krystalizace protolitu je zde velmi variabilní. Izotopickým datováním detritických zirkonů hornin drosendorfské skupiny v SZ části MO metodou U/Pb bylo dosaženo výsledků ~2,6-2,5 Ga, ~2,0 Ga, ~1,1-1,0 Ga a ~600 Ma (Gebauer et.al. 1994). Dominantní metamorfní event postihl drosendorfskou skupinu v čase ~335 Ma, což potvrzuje datování amfibolitů metodou Ar/Ar s výsledky ~328,7±3,3 Ma a datování Doberské ortoruly na monazitu s výsledkem ~332±2 Ma a ~336±3 Ma (Franke et. al. 2000). Gföhlská jednotka, strukturně nejvyšší jednotka moldanubika se vyznačuje přítomností HP-HT plášťových hornin (eklogitů, peridotitů), které jsou uzavírány uvnitř migmatitů, migmatitizovaných pararul, 22

ortorul a granulitů, jež jsou dominantními horninami gföhlské jednotky (Franke & Weber et. al. 1995). Stáří krystalizace protolitu bylo datováno metodou U/Pb na zirkonu s výsledkem ~428±6 Ma a stáří vrcholných metamorfních procesů bylo metodou Sm/Nd odatováno na granátu a omfacitu v eklogitech s výsledkem ~342±9 Ma a 323±7 Ma. Odhadované P-T podmínky vrcholu metamorfních procesů jsou 950-1050 C a 1,4-2,0GPa (Franke et. al 2000). V rámci moldanubika je mapována celá řada těles ortorul a metagranitů, jejichž vznik často souvisí s magmatickou aktivitou během kambria a ordoviku. Například magmatické stáří ortorul u Hluboké nad Vltavou bylo určeno na 508±7 Ma (Vrána & Kröner 1995), těleso Blanické ortoruly bylo datováno na 460±10 Ma (Rajlich et al. 1992). Zároveň se v moldanubiku vyskytují ortoruly, které jsou podstatně mladší a to variského stáří (Franke et. al 2000). 5.2. Tektonometamorfní vývoj MZ Obr. 13. Schématická mapa Moldanubické zóny s vyznačenou lokalizací: a.) Bechyňské ortoruly; b.) Blanické ortoruly; c.) Choustnické ortoruly; d.) Hlubocké ortoruly (Kachlík, V.: Geologický vývoj území České republiky, Surao, Praha, 2003) Geodynamický vývoj moldanubika (interní kořenová doména v polyfázovém HT-HP a HTLP vývoji) je spojen s řešením vztahů jednotek odlišné litologie, stáří a záznamu tektonometamorfního vývoje (Schulmann et al 2005). V současné době je hojně diskutována představa tektonometamorfního vývoje oblasti, kdy v čase ~360-340 Ma dochází k ztluštění orogenního kořene (prográdní metamorfní vývoj dílčích jedotek). Následuje velmi rychlá exhumace spodně a středně korových hornin což je spojeno s jejich duktilní deformací 23

(superpozice plochých staveb) v čase okolo ~340-335 Ma. V centrální části moldanubika a v oblasti bavorského moldanubika došlo v čase ~329-327 Ma k eventu rozsáhlé anatexe v součinnosti se vznikem moldanubického plutonického komplexu, kdy v rámci kolapsu variského orosenu docházelo i k průniku plášťových tavenin. V následujících fázích vývoje (~335-325 Ma) dochází k transpresní tektonice podél hranice s jednotkou brunovistulika a synchronní transtenzní deformaci v labských směrech (Franke et. al 2000, Schulmann et al 2005). Z hlediska magmatické aktivity docházelo v průběhu variských orogenních procesů v hlubších částech kontinentální kůry Českého masivu k vmístění a krystalizaci velkého množství granitoidních plutonů. Produkty variské magmatické aktivity se dělí do základních genetických skupin (Holub et al. 1995; Finger et al. 1997): (i) 370 340 Ma tonality a granodiority I-typu, které se často vyskytují v asociaci s diority a gabry. Jejich geneze je spojena se vznikem a vývojem vulkanických oblouků nad subdukčními zónami (např. středočeský plutonický komplex a produkty vápenatoalkalického magmatismu v tepelskobarrandienské oblasti); (ii) 340 Ma spodnokarbonské deformované synorogenní granity S-typu v asociaci s migmatity; (iii) 342 335 Ma hybridní plutonity s vysokým obsahem draslíku a hořčíku (tzv. durbachity); (iv) 340 310 Ma produkty parciálního tavení metasedimentárních hornin, které představují nejrozsáhlejší skupinu variského magmatismu. Hlavním příkladem je moldanubický batholit v jižní části moldanubika; (v) 310 290 Ma postkolizní metaluminické až slabě peraluminické, většinou jemno- nebo středně zrnnité tonality, granodiority a granity I-typu (Holub et al. 1995; Finger et al. 1997). 5.3. Ortoruly MZ (petrochemie, geochronologie, tektonická pozice) Nedílnou součástí a významným litologickým prvkem všech výše definovaných jednotek a litologických skupin Moldanubika jsou polohy křemen-živcových hornin nebo-li ortorul a metagranitů (Vrána et al. 1995). Tyto horniny mají převážně granitový protolit, jejich geneze byla spjata s různými geodynamickými a magmatickými eventy pre-variského vývojového období jednotky Českého masivu, převážně během neoproterozoika až spodního paleozoika (souhrn in Klomínský et al. 2010). Mezi hlavní periody odpovídající pre-variské magmatické aktivity patří závěrečné fáze kadomských orogenních procesů (660-540 Ma), procesy kambroordovického riftingu (490-470 Ma) a neovariské geodynamické procesy (390-350 Ma) (Franke et. al 2000, Linnemann et. al. 2000). Z důvodu intnezivního a polyfázového tektonometamorfního přetisku v období variských orogenních procesů mají tělesa těchto 24

hornin vůči okolním horninám výrazně modifikované vztahy, které jsou převážně definovány orientací regionální metamorfní stavby. Základní údaje o všech tělesech křemen-živcových hornin v moldanubiku dále uvádí přehledná tabulka (příloha 4). V souladu s tématem této bakalářské a navazující magisterské práce je níže uvedena podrobnější charakteristika těles Choustnické, Hlubocké, Bechyňské a Blanické ortoruly. Choustnická V oblasti moldanubika Jižních Čech se v rámci monotónní skupiny mezi Táborem a Jindřichovým Hradcem nachází systém několika SV-JZ až V-Z výrazně protažených těles muskovit-biotitické ortoruly s turmalínem, v celkovém rozsahu ~18 km2, které jsou označovány jako Choustnická (Rajlich et. al. 1992). Ortoruly jsou doprovázeny výskytem poloh vysokotlakých a ultramafických hornin (eklogitů a serpentinizovaných peridotitů). Tyto horniny vykazují určitou variabilitu ve svém složení a texturních vlastnostech. Jsou složeny z křemene, mikroklínu, albitu, biotitu a muskovitu. V akcesorickém množství dále obsahují turmalín, apatit, zirkon a běžné rudní minerály. Fenokrysty automorfního alkalického živce o rozměrech 1,5 x 3 cm jsou složené ze směsi jemnozrnného albitu a mikroklínu s výskytem perthitických odmíšenin ve více rekrystalovaných doménách. Křemen je v hornině patrný ve formě agregátů xenomorfního omezení o rozměrech 2-8 mm. Červenohnědý biotit o velikosti 2-5 mm tvoří různě orientované shluky, místy prorostlé muskovitem (Rajlich et al. 1992). Navzdory zmíněné texturní a strukturní variabilitě chemické složení těchto hornin ukazuje na homogenní minerální složení protolitu, kterým byl pravděpodobně alkalicko-živcový granit až syenogranit (Rajlich et al. 1992). Krystalizační stáří protolitu Choustnické ortoruly bylo na základě výsledků Rb/Sr datování určeno na ~489 ± 13 Ma, což odpovídá procesům kambroordovického riftingu. Podmínky zaznamenané regionální metamorfózy odpovídají střední amfibolitové facii, hornina byla místy postižena intenzivní křehce duktilní deformací (Rajlich et al. 1992). 25

Hlubocká V oblasti moldanubika Jižních Čech se v rámci monotónní skupiny mezi Hlubokou nad Vltavou a Dolním Bukovskem nachází několik nepravidelných těles muskovit-biotitické ortoruly s turmalínem na ploše ~15km2, jež jsou označovány jako Hlubocká (Vrána and Kroner et al. 1995). Tato hornina má středně-zrnitou texturu a vykazuje zřetelnou deformační stavbu (foliaci a lineaci). Okolí tvoří převážně biotitická a sillimanit-biotitická pararula spolu s leukokratním migmatitem. Hlavními složkami této ortoruly jsou křemen a mikroklín, který je v rovnováze nebo v mírné převaze s albitem, biotitem (tvoří nízké obsahy), muskovitem a turmalínem. Místy tvoří K-živec až okatou texturu. Akcesorické minerály zde tvoří apatit a zirkon ± sillimanit. Jako vyrostlice zde můžeme najít turmalín, velikostně od několika mm až po 3 cm. Protolitem těchto ortorul je alkalicko-živcový granit, jehož stáří bylo na základě datování zirkonu metodou Pb/Pb určeno na ~508 ± 7 Ma. (Vrána et. al. 1990). Bechyňská V oblasti moldanubika Středních Čech se v rámci monotónní skupiny mezi Smilovicemi a Haškovou Lhotou nachází S-J protažené těleso muskovit-biotitické ortoruly s plošným rozsahem ~20 km2, které je označováno jako Bechyňská (Vrána et. al. 1989). Toto těleso má mírně obloukovitý průběh s poměrně uniformní orientací metamorfní foliace, která pod mírnými až středními úhly zapadá k ZJZ-ZSZ a průměrným úklonem 30. Okolí těchto hornin tvoří především biotitická a sillimanit-biotitická pararula s variabilní mírou migmatitizace a leukokratní migmatit spolu s polohami eklogitických hornin. Mineralogicky obsahuje muskovit i biotit, s převahou biotitu. Charakteristickým znakem horniny je přítomnost shluků slíd o rozměru 2-3 mm, které jsou distribuovány téměř pravidelně v ploše metamorfní foliace. Hlavním minerálem horniny je K-živec a křemen. Minerály vykazují znaky plastické deformace, mají zřetelně asymetrický a protažený tvar. Plagioklasu je zde kvantitativně méně než K-živce. Převážně jde o albit s omezeným podílem anortitové složky (An03 až An05), místy však bazicita stoupá až na střední oligoklas, který se častěji vyskytuje v migmatitickém typu ortoruly. Mezi akcesorické minerály zde patří granát, turmalín, apatit, magnetit, silimanit, rutil, zirkon a vzácně také kyanit. Protolitem této horniny je alkalickoživcový leukogranit, jež byl datován metodou Rb/Sr na stáří ~550 Ma. (Vrána et. al. 1989) Migmatitické ortoruly zde vznikly vlivem zesílení anatektického procesu. V těchto místech se 26

pak hornina chová intruzivně, tvoří ostrý kontakt a prstovitě vniká do pararuly. V tomto případě jde o metamorfovaný migmatit, pravou anatektickou ortorulu. V místech s dostatečně vysokou parciální anatexí dochází k přetisku nebo silnému porušení původní textury horniny vzniká migmatitická. (Vrána et. al. 1989). Blanická V oblasti moldanubika Jižních Čech se v rámci pestré skupiny mezi Louňovicemi pod Blaníkem a Miřeticemi nachází systém několika nepravidelných, generélně V-Z protažených těles muskovit-biotitické ortoruly o ploše ~8 km2, které jsou označovány jako Blanická (Breiter et al. 2005). Okolí těchto těles tvoří muskovit-biotitická pararula spolu s biotitickou a sillimanit-biotitickou pararulou. Hlavními minerály horniny jsou plagioklas, draselný živec, muskovit a biotit (annit). Muskovitu je z obou slíd kvantitativně více. Biotitické ortoruly jsou obohaceny prvky Li, Rb, Cs, Zn a F a naopak ochuzeny prvky Ba, Be a V. Dále se zde nachází skoryly, které jsou relativně bohaté hliníkem a minoritní akcesorický minerál tvoří granáty, které bývají obohaceny fosforem (0,1-0,4% P2O5) (Breiter et al. 2005). Nejvíce frakciované typy leukokratních ortorul jsou obohaceny borem, fosforem a cínem. Z chemického hlediska je typické obohacení obou živců (K-živce a albitu) fosforem (Breiter et al. 2005). Blanická je chemicky homogenní, obsahy SiO2 kolísají v rozmezí 7275%. S rostoucím obsahem křemíku mírně klesá zastoupení Al, Fe a P, zatímco obsahy Na, K, Rb, Sr a Zr jsou téměř konstantní (Breiter et al. 2003). Protolitem této horniny je pravděpodobně alkalicko-živcový granit, odatovaný metodou Rb/Sr na ~470 Ma (Breiter et al. 2005, Franke & Weber 1995). Vznik hornin je spjat s tavením (meta)-sedimentárních hornin bohatých muskovitem za vzniku taveniny peraluminického složení obohacené borem. Následná frakcionace taveniny vedla k relativnímu obohacení fosforem a cínem. Nejsilněji frakciované ortoruly tvoří na dnešním povrchu pruh mezi Blaníkem a Přibislavicemi u Čáslavi (Breiter et al. 2005). 27