TEXTURNÍ TYPY GABROVÝCH HORNIN V LOMU ŠPIČÁK V ORLICKÝCH HORÁCH Rešeršní část k bakalářské práci Vypracovala: Barbora Havelková Vedoucí práce: RNDr. Václav Vávra, Ph.D.
1. Horniny skupiny gabra 1.1 Klasifikace hornin skupiny gabra Základní klasifikace plutonických hornin je založená na jejich minerálním složení. Pokud hornina obsahuje do 90 obj. % mafických minerálů, použijeme pro její klasifikaci tzv. QAPF diagram (obrázek 1). Vrcholy diagramu představují křemen (Q), alkalické živce (A), plagioklasy + skapolit (P) a foidy (F). Množství tmavých minerálů se udává jako číslo tmavosti horniny a značí se písmenem M. Horniny skupiny gabra jsou bazické horniny, kde je M vždy menší než 90 obj. %, proto můžeme pro jejich klasifikaci použít QAPF diagram. Obrázek 1. QAPF diagram. Le Maitre (2002). Celkový podíl tmavých minerálů se ve skupině gabrových hornin pohybuje mezi 35 65 obj. %, číslo tmavosti hornin (M) je tedy 35 65. Základní klasifikace gabrových hornin pomocí QAPF diagramu je založena na podílu světlých minerálů v hornině. Horniny nazývané jako gabrové obsahují do 10 % alkalických živců a 90 100 % plagioklasů z celkového objemu živců. Obsah křemene je do 5 % z obsahu světlých minerálů. Při absenci
křemene mohou být v hornině přítomny fondy, ale pouze do 10 %. Taková hornina je pak označována jako gabro s foidy. Termín kvarcgabro se používá v případě, pokud množství křemene v hornině dosahuje 5 20 % z obsahu světlých minerálů. Gabrové horniny zaujímají v QAPF diagramu stejné pole jako diority. Uvedené horniny se od sebe liší bazicitou plagioklasů. Podle Hejtmana (1977) gabrové horniny obsahují plagioklasy o bazicitě vyšší než An 50, např. labradorit, bytownit nebo anortit. Diority obsahují plagioklasy o bazicitě nižší než An 50. Pokud se bazicita plagioklasů pohybuje právě kolem An 50, používá se termín gabrodiorit. Podrobná klasifikace gabrových hornin je založena na obsahu tmavých minerálů. Vrcholy klasifikačního diagramu ultrabazických a bazických hornin představují rombický pyroxen, monoklinický pyroxen, plagioklas a olivín (obrázek 2). Obrázek 2. Klasifikační diagram ultrabazických a bazických hornin. Gregerová (1998). Do skupiny gabrových hornin řadíme bazické horniny klasifikované jako nority, gabronority, gabra, olivínová gabra, amfibolová gabra a troktolity. Objem tmavých minerálů v hornině označované jako norit se pohybuje mezi 35-55 % (jedná se hlavně o rombické pyroxeny a monoklinické pyroxeny). Světlé minerály jsou zastoupeny převážně bazickými plagioklasy (zejména labradoritem a bytownitem) a alkalické živce mohou být zastoupeny do 10 %. Obsah křemene může dosáhnout až 5 %
z obsahu křemene a živců. Pokud se obsah křemene pohybuje mezi 5 20 % hovoříme o kvarcnoritu., Označení norit s foidy použijeme při přítomnosti foidů v hornině. Další horniny gabrové skupiny se nazývají troktolity. Tmavé minerály jsou zastoupeny výhradně olivínem v množství 40 65 obj. %. Ze světlých minerálů tyto horniny obsahují 90 100 % plagioklasů (labradorit, bytownit) a do 10 % alkalických živců z celkového obsahu světlých minerálů. Křemen se v těchto horninách nevyskytuje. Pokud množství rombického pyroxenu v hornině přesahuje 5 %, označujeme horninu jako gabronorit. Pokud v hornině převládá amfibol a klinopyroxen, jedná se o gabro s amfiboly. V případě že se množství olivínu pohybuje nad 5 %, označujeme horninu jako olivínové gabro. 1.2 Mineralogické složení hornin skupiny gabra Podle Hejtmana (1977) jsou tmavými minerály hornin gabrové skupiny amfiboly, monoklinické pyroxeny, rombické pyroxeny a olivín. Monoklinické pyroxeny bývají v gabrových horninách zastoupeny převážně diopsidem a augitem. Rombické pyroxeny mohou být zastoupeny např. enstatitem. Z dalších tmavých minerálů může být v malém množství zastoupen biotit. Ze světlých minerálů mají v gabrových horninách největší zastoupení plagioklasy o bazicitě nad An 50, a to labradorit, bytownit a anortit. Alkalické živce jsou zastoupeny ortoklasem. Pokud v hornině není přítomen křemen, mohou se zde nacházet foidy. Dudek (1984) uvádí, že jsou v gabrových horninách velmi často zastoupeny akcesorické minerály rudního charakteru, mezi které patří např. magnetit, pyrhotin a ilmenit. Dalšími akcesorickými minerály mohou být např. pentlandit, pyrit, chalkopyrit či apatit. Některé z minerálů gabrových hornin mohou podléhat druhotným přeměnám. Nejčastěji podléhájí pyroxeny přeměně uralitizaci za vzniku zelených amfibolů (aktinolitu a tremotilu). Druhým nejčastějším minerálem podléhajícím přeměnám je olivín, který se mění na minerály serpentinitové skupiny. Jako produkt přeměny plagioklasů se může vyskytnout jemná směs minerálů epidotové skupiny, kyselého plagioklasu, kalcitu, sericitu a křemene. Tato přeměna se nazývá saussuritizace.
1.3 Stavební znaky a využití hornin skupiny gabra Podle Hejtmana (1977), jsou gabrové horniny většinou stejnoměrně zrnité a faneritické. Zrnitost gabrových hornin se může pohybovat od hrubozrnných až střednězrnných hornin po dobnozrnné. Vyrostlice mohou tvořit jen tmavé minerály. Nejčastěji jsou struktury gabrových hornin hypoautomorfně zrnité nebo gabroofitické. Dále mohou být kelyfitické, poikilofytické a gabrově zrnité. Textura gabrových hornin je všesměrně zrnitá, může být i fluidální a usměrněná. Barva gabrových hornin záleží na jejich minerálním složení, proto je velice variabilní. Může se pohybovat od černé přes šedou se zelenavým odstínem. Dudek et al. (1984) uvádí, že se tělesa gabrových hornin mohou vyskytovat v podobě pňů či menších těles, která jsou někdy obklopená jinými bazickými horninami (např. amfibolity). Často jsou součástí větších komplexů bazických nebo intermediálních hornin. Gabrové horniny jsou v České republice (kvůli výskytu drobnějších těles) využívány pro výrobu okrasných leštěných kamenů a pro výrobu kameniva. Ve světě jsou velká tělesa gabrových hornin, zejména noritů, těžena díky vysokým obsahům kovů např. niklu, platiny, chromu a dalších. 1.4 Výskyt gabrových hornin v Českém masivu a ve světě Podle Hetmana (1977), se gabrové horniny v Českém masivu vyskytují ve formě menších těles. Hojné jsou ve středočeském plutonu, např. v řadě těles mezi obcemi Březnice a Kamýnek nad Vltavou a v severozápadním prostoru od obce Benešov (peceradské gabro). Dále jsou gabrové horniny známé z poběžovického, ranského a kdyňského masivu. Menší tělesa můžeme najít také na Čáslavsku. Velmi známé jsou výskyty gabrových hornin ze Špičáku u Deštného a Pěčína v Orlických horách, gabra po levém břehu řeky Labe naproti obci Týnec nad Labem a gabro u Vlčič v Jeseníkách. Dudek et al. (1984) uvádí, že nejznámější světová tělesa gabrových hornin jsou vázaná na rozsáhlé bazické masivy, a to např. v Kanadě v oblasti Sudbury nebo v Africe v bushveldském bazickém komplexu. Dále patří mezi světově známá tělesa gabrových hornin stillwaterský komplex v USA, tělesa gabrových hornin ve středním Finsku, Nová Ruda v Polsku a velké masivy v pohoří Ural v Rusku.
2. LUGIKUM 2.1 Vymezení lugika Lugikum je podle Mísaře et al. (1983) jako nejsevernější jednotka Českého masivu z východu omezena nýznerovským a ramzovským nasunutím, které jej oddělují od silezika. Jižní hranice prochází podél skrytých zlomových systémů labského pásma v podloží české křídové pánve. Jihozápadní hranicí je středosaské nasunutí, které jej odděluje od krušnohorské oblasti. Severovýchodní část překračuje hranici České republiky do Polska, kde překryté sedimenty pokračuje směrem oderské linii. 2.2 Obecná charakteristika lugika Mísař et al. (1983), uvádí, že geotektonický vývoj lugika zanechal v oblasti několik strukturních pater. Za nejstarší strukturní patro je považována izolovaná tektonická kra Sovích hor na polské straně lugika. Následuje patro kadomského stáří, které se v lugiku vyskytuje hlavně v oblasti lužického plutonu. Lužický pluton je považován za jedno z největších rozšíření kadomských magmatitů v rámci Českého masivu. Dále se kadomské patro vyskytuje v oblasti Orlických hor, Králického sněžníku a Krkonoš, kde se nacházejí metamorfované vulkanicko-sedimentární formace. Metamorfní proces kadomského stáří se pohyboval hlavně ve facii zelených břidlic, avšak na východě lugika dosáhl podmínek i amfibolitové facie. Hercynské patro zahrnuje výrazné vrásové deformace a plutonity které vznikly běhen hercynského geotektonického cyklu. Náleží k němu horniny svrchního devonu a spodního karbonu. Hercynský plutonismus značně zasáhl tři oblasti, a to Jizerské hory, Labské břidličné pohoří a Krkonoše. Pro hercynskou sedimentaci obecně platí, že je v oblasti celého lugika přerušovaná. Např. v bardské jednotce zcela chybí bazální karbon, oproti tomu v plášti lužického plutonu spodní karbon plynule navazuje na sedimenty svrchního devonu. Lugikum je na velké rozloze pokryto sedimenty permského a karbonského stáří. Trias lugické oblasti je začátkem platformního vývoje. Platformní etapa lugika byla ovlivněna saxonskou tektogenezí, hlavně v celkové morfologii oblasti. 2.3 Rozdělení lugika Podle Chlupáče a Vrány (1994) se lugická oblast dělí na šest hlavních jednotek. Krkonošskojizerské krystalinikum se skládá převážně z metamorfovaných hornin proterozoického až spodnokarbonského stáří. Lužický pluton je tvořen plutonickými horninami kadomského stáří. Jednotka obsahující granitoidy variského stáří se nazývá krkonošsko-jizerský pluton.
Další dílčí jednotkou je orlicko-sněžnické krystalinikum tvořené metamorfovanými horninami, pravděpodobně prekambrického stáří. Zábřežské krystalinikum je charakteristické epizonálně až mesozonálně metamorfovanými horninami proterozoického stáří. Poslední dílčí jednotkou je staroměstské krystalinikum tvořící pás mesozonálně metamorfovaných hornin s častými tělesy tonalitů a ultrabazických hornin. Novoměstské krystalinikum zde není vyděleno jako jedna z hlavních jednotek, jedná se tedy o podjednotku spadající pod orlickosněžnické krystalinikum. 2.4 Východní část lugika oblast Orlických hor Do oblasti Orlických hor zasahují tři geologické jednotky: orlicko sněžnické krystalinikum, novoměstské krystalinikum a zábřežské krystalinikum (obrázek 3). Obrázek 3. Přehledná geologická mapa západního křídla orlicko-sněžnické klemby (Orlických hor). Podle Opletala et al. (1980), upraveno Mísařem (1983). Upraveno.
2.4.1 Orlicko-sněžnické krystalinikum Orlicko-sněžnické krystalinikum tvoří podle Mísaře et al. (1983) významnou část Orlických hor, Králického Sněžníku a Rychlebských hor. Na severozápadě se noří pod křídové sedimenty, které dál pokračují středem jednotky. Na jihozápadě je krystalinikum tektonicky omezeno přesunem orlicko-sněžnického krystalinika podél olešnicko-uhřínovského nasunutí přes novoměstské krystalinikum. Severovýchodní část (okolí Klodzka) je lemována zlatostockým masivem. Litologicky se orlicko-sněžnické krystalinikum dělí na dvě základní skupiny, a to sněžnickou skupinu a stroňskou skupinu. Sněžnická skupina je charakterizována různými typy rul, ortorul a migmatitů, které jsou považovány za produkty metamorfózy původních sedimentárních či vulkanickosedimentárních hornin. Dále se zde objevují granulity a eklogity. Litologicky je sněžnická skupina méně pestrá. Stupeň metamorfózy této skupiny odpovídající amfibolitové facii je přibližně stejný jako stupeň metamorfózy stroňské skupiny. Stroňská skupina která je litologicky pestřejší je zastoupena křemen-živcovými rulami. Tyto ruly se často střídají s horninami sněžnické skupiny ostrými i plynulými přechody. Dále skupina obsahuje polohy mramorů, kvarcitů, grafitických hornin a metabazitů. Metamorfóza odpovídá amfibolitové facii. Metamorfóza obou skupin se směrem do centra orlicko-sněžnické klemby zvyšuje. To se projevuje přítomností určitých minerálů v horninách, např. staurolitu a kyanitu. Větší výskyty těles magmatických hornin v orlicko-sněžnickém krystaliniku chybí. Produkty magmatismu jsou známy hlavně z poloh metabazických a metamorfovaných kyselých vulkanických hornin ve střední části stroňské skupiny. 2.4.2 Novoměstské krystalinikum Opletal et al. (1980) uvádí, že východní hranice oddělující novoměstské krystalinikum od orlicko-sněžnického je tvořena olešnicko-uhřínovským nasunutím. Jižní část krystalinika přechází v krystalinikum zábřežské. Západní část se noří pod sedimenty křídy a permu a na severu hraničí s permem z části na polském území. Novoměstské krystalinikum se dělí na spodní a svrchní souvrství (Domečka & Opletal, 1976). Spodní souvrství je reprezentováno hojnými muskovitickobiotitickými a chloriticko-muskovitickými fylity. Svrchní souvrství tvoří páskované metadroby a páskované metapelity. Mísař et al. (1983) uvádí, že stupeň metamorfózy obou souvrství se neliší a klesá směrem k jihozápadu do podloží české křídové pánve.
Obě souvrství jsou poznamenána bazickým vulkanismem, v zastoupení s epidotickými amfibolity a zoisit-amfibolitickými břidlicemi. V metabazitech se zde nacházejí světlé polohy nazývané jako metakeratofyry. Kadomská regionální metamorfóza zde dosáhla granátové zóny, dalšími minerálními asociacemi však mohou být minerály zón chloritových a biotitových. Běžné minerální asociace hornin novoměstského krystalinika jsou tedy např. chlorit, epidot, albit, draselný živec a křemen. Mezi granitoidní masivy pronikající horninami novoměstského krystalinika patří novohrádecký masiv, který je tvořen leukokratním albitickým granodioritem. Podél tektonického styku novoměstského krystalinika a stroňské skupiny olešniskosněžnického krystalinika proniká olešnický masiv, jehož složení odpovídá granodioritům až tonalitům v jeho starší části a granitům až granodioritů v jeho mladší části. Ekvivalentem novohrádeckého a olešnického masivu je litický masiv vystupující na jihu krystalinika a je z části překryt křídou. Postmetamorfní bazické horniny jsou zastoupeny gabrodiority až diority, např. gabrem ze Špičáku u Deštné a gabrem u Pěčína. 2.4.3 Zábřežské krystalinikum Severní hranice zábřežského krystalinika je lemována jižní částí orlickosněžnického krystalinika. Hranice s novoměstským krystalinikem je pozvolným faciálním přechodem ve kterém se projevuje nástup pelitické sedimentace v novoměstském krystalinikum namísto drobové sedimentace v zábřežském krystaliniku. Podobnou hranici sdílí zábřežské krystalinikum i se staroměstským krystalinikem. Jižní hranicí zábřežského krystalinika je systém zlomů v okolí Moravské Třebové. Zábřežské krystalinikum se podél vacetínského nasunutí nasunuje na svinovsko-vranovské krystalinikum patřící k moravskoslezské oblasti. Ruly a fylity nacházející se v zábřežském krystaliniku mají původ v rozsáhlých břidlicových a drobových komplexech zasažených regionální metamorfózou. Dále se zde nacházejí polohy metakonglomerátů a amfibolitů. Metamorfóza severní části krystalinika dosahuje amfibolitové facie, zatímco metamorfóza jižní část krystalinika pouze facie zelených břidlic. Za hranici mezi severní a jižní částí krystalinika můžeme považovat právě horizont metakonglomerátů. V severní části krystalinika se nachází výrazné polohy biotiticko-amfibolických a amfibolických křemenných dioritů až tonalitů. Tyto horniny ve svém plášti utváří lemy perlových rul a páskovaných migmatitů.
2.5 Magmatické horniny v Orlických horách Opletal et al. (1980) uvádí, že orlicko-sněžnická klenba je typická hojnými výskyty těles magmatických hornin, které se nacházejí spíše v okrajových jednotkách, tzn. v novoměstském krystaliniku a zábřežském krystaliniku. Tyto magmatity můžeme označit jako pozdně orogenní až postorogenní. V závislosti na výsledcích petrografických a petrochemických studíí jsou zde vyděleny dvě základní skupiny magmatických hornin: bazické až intermediální magmatické horniny intermediální až kyselé magmatické horniny. 2.5.1 Bazické až intermediální magmatické horniny V novoměstském krystaliniku je bazický magmatismus zastoupen malou intruzí amfibolického dioritu až gabrodioritu v tělese na Špičáku. Těleso je charakteristické řadou texturních typů (drobně zrnité až velkozrnné) a lištovitými plagioklasy, které jsou uspořádany chaoticky, místy proudovitě. V zábřežském krystaliniku jsou bazické horniny zastoupeny dvěmi drobnými tělesy gabrových hornin. Těleso gabra u Pěčína proniká do amfibolitů neostrým kontaktem, a tím způsobuje rekrystalizaci na hrubozrnější typy gabroamfibolitů. Výskyt dalšího tělesa je zjištěn pouze z balvanů v ůdolí potoka Bublačka. Intermediální magmatitcké horniny jsou zastoupeny jak v novoměstském, tak v zábřežském krystaliniku granodiority až tonality. Tyto tělesa se nacházejí na jihu novoměstského krystalinka, ale hlavně v krystaliniku zábřežském. Tělesa těchto hornin jsou charakteristická lineárně až lineárně plošně paralelní texturouá. Tato tělesa pronikala podél ploch foliací v okolních horninách za rekrystalizace metamorfitů. To mělo za následek vznik perlových až migmatitických rul. 2.5.2 Intermediální až kyselé magmatické horniny Tato skupina hornin je zastoupena v tělese kudowsko-olešnického masivu, novohrádeckého masivu, masivu od Lukavice a drobnějšími výskyty mezi Uhřínovem pod Deštnou a Rampuší. Větší část kudowsko-olešnického masivu se nachází na území Polska. Na území České republiky zasahuje jeho nejjižnější část (Olešnický masiv). Celé těleso je rozděleno dvěma zlomy na tři části. Nejsevernější část masivu je reprezentována bazičtějším typem
porfyrického biotitického granodioritu. Ve střední části masivu vystupuje neporfyrický bazičtější typ biotitického granodioritu.v jižní části vystupuje nejmladší a kyselejší typ biotitického granodioritu. Těleso novohrádeckého masivu je tvořeno leukokrátním albitickým granodioritem. Domečka a Opletal (1976) rozdělují horninu do tří kategorií v závislosti na textuře. Typ všesměrně zrnitý se nachází ve východní a západní části masivu, typ zrnito-šupinatý přechází do středu masivu a typ zrnito-plástevný se nachází přímo v centru masivu. Mezi všemi typy jsou plynulé a pozvolné přechody. Opletal et al. (1980) uvádí, že žilné horniny intermediálního až kyselého charakteru lze rozdělit do tří kategorií. První kategorií jsou žíly leukokrátních žul a granodioritů nachazející se v zábřežské sérii. Dalším typem jsou granodioritové porfyry, tato žilná tělesa jsou doprovodem tělesa novohrádeckého masivu. Poslední kategorií jsou lamprofyry, které nemají zřetelné vazby na granitoidní tělesa.
3. LITERATURA Chlupáč, I. & Vrána S., eds (1994): Regional geological subdivision of the Bohemian massif on the territory of the Czech Republic. Journal of the Czech Geological Society, 39, 1, 127 144. Praha. Domečka K. & Opletal. M., eds (1976): Stratigrafie, stavba a metamorfóza severní části novoměstské série. Sborník geologických věd, 28, 157 183. Praha. Dudek, A. Malkovský, M. & Suk, M. (1984): Atlas hornin. Academia. Praha. Gregerová, M. (1998): Poznávání hornin. Učební text PřF MU. Brno. Hejtman, B. (1977): Petrografie. SNTL Nakladatelství technické literatury. Praha. Le Maitre, R. W. (2002): Igneous Rocks A classification and glossary, 2nd ed. - Cambridge University Press. Cambridge. Mísař, Z. Dudek, A. Havlena, V. & Weiss, J. (1983): Geologie ČSSR I. Státní pedagogické nakladatelství. Praha. Opletal, M. Domečka, K. Čech, S. Čuta, M. Fajst, M. Holub, V. Kačura, G. Líbalová, J. Pošmourný, K. Sekyra, J. Střída, M. Šalanský, K. Šulcek, Z. Tásler, R. & Valečka, J. (1980): Geologie Orlických hor. Ústřední ústav geologický v Academii. Československá akademie věd. Praha.