k základní geologické mapě ČR 1 : 25 000	
   	  	
	      03-322	JABLONEC NAD NISOU	
    	  	
  	Sestavil redaktor listu Josef Klomínský  
s kolektivem autorů: 	
  	Marie Adamová, Jiří Burda, Tomáš Jarchovský, Václav Kachlík, Václav Kořán, Bohdan Kříbek, Magdalena Manová, Čestmír Nekovařík, Karel Šalanský 	

	Český geologický ústav 	
	Praha 2000	

OBSAH	  	
1. ÚVOD	V. Kachlík a J. Klomínský	
2. GEOLOGICKÝ VÝVOJ A CHARAKTERISTIKA JEDNOTEK 	V. Kachlík a J. Klomínský	
  GEOLOGICKÝ VÝVOJ OBLASTI
		
  CHARAKTERISTIKA JEDNOTEK 		
    ŽELEZNOBRODSKÉ KRYSTALINIKUM 		
    Krkonošsko-jizerský masív		
      SVRCHNÍ PALEOZOIKUM		
    MNICHOVOHRADIŠŤSKÁ PÁNEV 		
      MEZOZOIKUM 		
    ČESKÁ KŘÍDOVÁ PÁNEV 		
      TERCIÉR 		
    ZÁPADOSUDETSKÁ VULKANICKÁ OBLAST		
       KVARTÉR		
3. GEOFYZIKÁLNÍ POMĚRY	K. Šalanský a M. Manová	
4. TEKTONIKA	V. Kachlík	
5. HYDROGEOLOGIE	J. Burda	
6. PŘEHLED INŽENÝRSKOGEOLOGICKÝCH POMĚRŮ	V. Kořán	
7. GEOCHEMIE	M. Adamová	
8. VÝSKYTY NEROSTNÝCH SUROVIN	B. Kříbek	
9. GEOFAKTORY ŽIVOTNÍHO PROSTŘEDÍ	Č. Nekovařík	
 10. GEOLOGICKY VÝZNAMNÉ LOKALITY 	V. Kachlík a J. Klomínský	
 	 	
SEZNAM LITERATURY A POUŽITÝCH MAP	 	
FOTOTABULE	 	
1.	ÚVOD

Území mapovaného listu Jablonec nad Nisou administrativně náleží téměř zcela do Severočeského kraje, pouze jv. cíp listu v údolí Kamenice u Jesenného patří do kraje Východočeského. Převážná část listu leží na území okresu Jablonec n. Nisou, malá enkláva Východočeského kraje je součástí okresu Semily.
Podle regionálního členění reliéru ČR (Czudek et al. 1976) patří celé území listu Západosudetské podsoustavě. Na území listu je možno vyčlenit několik geomorfologicky odlišných dílčích celků (obr. 1-1), jejichž členění odráží generálně rozdílné rysy geologické stavby území. Na JZ listu zasahuje v oblasti mezi Malou Skálou a Frýdštejnem saxonsky reaktivovaná hrásťovitá elevace ještědsko-kozákovského hřbetu. Jižní a jihovýchodní část listu zhruba jižně od kontaktu krkonošsko-jizerského plutonu orograficky náleží Železnobrodské pahorkatině, severní část, budovaná převážně granitoidy krkonošsko-jizerského masivu, Jizerské pahorkatině. Na západě pak v oblasti Jablonce nad Nisou zasahuje nevýznamně na území listu žitavská pánev svým dílčím výběžkem označovaným jako liberecko-jablonecká kotlina.
Mapované území má charakter morfologicky poměrně členité pahorkatiny, rozbrázděné hluboce zaříznutými, úzkými údolími řek Jizery, Kamenice a jejich drobnějších přítoků. V těchto strmých údolích se nalézá velká většina přirozených skalních výchozů. Reliéf byl značně zmlazen tektonickými pohyby v terciéru a kvarteru, zejména podél sz.– jv. orientovaných zlomů lužického směru, při nichž došlo ke značnému výzdvihu krkonošsko-jizerského krystalinika proti České křídové pánvi, případně podkrkonošskému permokarbonu.

Obr. 1-1. Geomorfologické členění území mapového listu 03-322 Jablonec n. N.  (podle  Czudek et al. 1976). 
Reliéf má stupňovitý charakter, nadmořská výška jednotlivých úrovní, které představují starší erozní povrchy, stoupá od J až JZ k S až SV. Nejnižší stupeň, situovaný j. od lužického zlomového pásma, vytvářejí k jihu se uklánějící cuesty křídových souvrství. Samostatný úzký pruh tvoří tektonicky podmíněná elevace Ještědsko-kozákovského hřbetu, tvořená nejstaršími křídovými sedimenty, permskými vulkanity a přilehlým pruhem krystalinika, morfologicky odděleným od Železnobrodské pahorkatiny systémem sz.–jv. zlomově podmíněných depresí, táhoucím se od Rychnova u Jablonce až k Železnému Brodu. Další stupeň, budovaný především různými metasedimentárními a metavulkanickými horninami železnobrodského krystalinika, představuje Železnobrodská pahorkatina. Z paroviny, vystupující v rozmezí 450–550 m nadmořské výšky, vystupují jen táhlé plošší elevace, jejichž tvar a protažení je do značné míry determinováno hlavními strukturními směry v krystaliniku, úklonem břidličnatosti vůči současnému reliéfu a mocnostmi vložkových hornin. Další morfologický stupeň představuje okraj krkonošsko-jizerského masívu. Morfologicky neproduktivnější jsou dvojslídné alkalicko – živcové  granity (tanvaldský granit), vytvářející hřbet Černé Studnice při jižním okraji plutonu. Morfologicky členitější reliéf vytváří naopak strukturně proměnlivější těleso biotitického libereckého  granitu. Úroveň povrchu této části plutonu je v průměru o 100 až 200 m nižší v porovnání se hřbetem tvořeným tanvaldským granitem. Sklání se k Z do liberecko-jablonecké kotliny.
Jižní a střední část listu je odvodňována řekou Jizerou a jejími pravostrannými přítoky – říčkou Kamenicí, potokem Žernovníkem a dalšími drobnějšími toky. Severní svahy hřbetu Černé Studnice a jablonecká kotlina jsou odvodňovány směrem k SZ do povodí Nisy. Lokální rozvodí tvoří okraj krkonošsko-jizerského masívu.
Nejvyšším bodem mapovaného listu je vrchol Černé Studnice (869 m n. m.), nejnižším bodem území je místo kde opouští Jizera jižní okraj listu u Malé Skály (289 m n. m. Maximální rozdíl nadmořských výšek tedy činí 580 m. Většina území se však nachází ve výškách 400–600 m n. m.
 
Regionálně geologický přehled
Území listu je součástí západosudetské (lugické oblasti), jejíž varisky deformovaný staropaleozoický krystalinický podklad je v jz. cípu mapy lužickým zlomovým pásmem oddělen od platformního pokryvu, tvořeného permokarbonskými uloženinami a sedimenty České křídové pánve (obr. 2). V podloží křídy a permokarbonu však krystalinikum lugické oblasti pokračuje dále k JZ až k předpokládanému labskému zlomovému pásmu do okolí Mimoně (Chaloupský et al. 1989). Průběh hranice se středočeskou oblastí (bohemikem) je dosud velmi hypotetický, zvláště v oblasti jv. od mapovaného území. Oblast je většinou považována za pokračování sasko-duryňské zóny středoevropských variscid, jejichž přímá návaznost je přerušena zónou labského lineamentu (Franke et al. 1993). 
V rámci detailnějšího členění západních Sudet je mapované území součástí železnobrodského krystalinika, které je jednou z jednotek vystupujících v okrajových částech krkonošsko-jizerského krystalinika. V jeho jádře vystupují kambroordovické ortoruly a jejich metamorfní plášť, později proniknutý tělesem pozdně variského krkonošsko-jizerského plutonu, který zasahuje do s. a sz. části listu. 
Pruh vulkanitů a sedimentů permokarbonu, vyvlečený z podloží podél lužického zlomu, spojuje na povrch vystupující podkrkonošskou pánev s permokarbonskými sedimenty pánve mnichovohradišťské, která je celá skryta pod mladšími křídovými uloženinami. Sedimenty svrchní křídy, náležející cenomanu až turonu, jsou součástí lužické faciální oblasti České křídové pánve, která se vyznačuje převahou písčité sedimentace po celou dobu vyplňování pánve. 
Neoidní vulkanickou aktivitu zastupují drobná tělesa (žíly, přívodní dráhy) v oblasti Frýdštejna a krkonošsko-jizerského plutonu u Jablonce. Většina rozsáhlejších těles vulkanitů, se však vyskytuje mimo území mapy na listě Turnov. 
Kvartérní sedimenty jsou reprezentovány především fluviálními a deluvio-fluviálními sedimenty, které vyplňují dna erozních údolí. Na jižním svahu hřbetu Černé Studnice zabírají větší plochy také blokové sutě až kamenná moře. 

  
Obr. 1-2. Regionálně-geologické členění území mapového listu 03-322 Jablonec n. N. Černé body  s čísly odpovídají  geologicky významným lokalitám v kap. 10.	
 (upraveno)

Přehled geologických výzkumů
Plošně nejvíce zastoupenou a geologickým vývojem nejsložitější jednotku na listu mapy Jablonec n. Nisou představuje železnobrodské krystalinikum. Přestože je předmětem dlouhodobých výzkumů, sahajících až do počátku minulého století (Kettner 1921, Watznauer 1935, Kodym – Svoboda 1948, Chaloupský et al. 1989, Chlupáč, 1993, Chlupáč 1997, Kachlík, 1997, Kachlík – Patočka 1998), stratigrafická příslušnost jeho členů a geologický vývoj nejsou dosud uspokojivě vyřešeny. Příčinou tohoto stavu je nedostatek průkazných paleontologických nálezů a nedostatek radiometricky prokázáných stáří stáří synsedimentárních metavulkanických hornin. Proto stratigrafické členění vychází většinou z korelací s vývoji okolních oblastí, kde jsou v důsledku nižšího stupně metamorfních přeměny stratigrafické poměry lépe známy a je zde více radiometrických dat (např. Kaczawské hory, Rudawy Janowickie, Rýchory, Lužice, Duryňsko, Vogtland).
Druhou významnou regionální jednotkou je krkonošsko-jizerský masív. Granitoidy krkonošsko-jizerského masívu. vystupují na povrch při severním okraji mapového listu. Jsou zastoupeny hlavně hrubě zrnitým porfyrickým, biotitickým granitem (liberecký granit) a  středně zrnitým dvojslídným alkalicko-živcovým granitem (tanvaldský granit).
Krkonošsko-jizerský masív patří ve světové geologické literatuře mezi klasické granitové terény. Má na tom zásluhu zejména Rose (1842) který zde nejdříve popsal petrografické typy granitoidů a pak poprvé definoval již v literatuře dlouho zakořeněný termín granit. Dalším geologem je Cloos (1912) jehož dílo o granittektonice polské části plutonu je klasickou učebnicí strukturní analýzy granitoidních těles.
Krkonošsko-jizerský masív poprvé kartograficky vymezil a popsal K.v. Raumer (1813). Na povrchu masiv zaujímá plochu asi 1000 km2 a má tvar ležaté, ve směru východ – západ protažené osmičky. Tanvaldský granit má v krkonošsko-jizerském masívu samostatné postavení. Tvoří 20 km dlouhé a až 4 km široké těleso, které lemuje liberecký granit při jižní a západním okraji masívu. V názorech na jeho stáří a geologické postavení nebylo dosud dosaženo jednoty (Chaloupský 1962 a Kvičínský 1982).
Rose (1857) se například domníval, že neusměrněné partie jizerských ortorul jsou totožné s rumburským a tanvaldským granitem. Podrobný přehled a zhodnocení geologických výzkumů plutonu, jejichž počátky můžeme sledovat až do XV. století, podal Chaloupský (1962, 1968) a Klomínský (1969). Poslední geologický výzkum tanvaldského granitu provedl v osmdesátých letech Kvičínský (1982).
Krkonošsko-jizerský masív intrudoval před více než 300 miliony let v centru velké nesymetrické klenby mesozonálně a epizonálně metamorfovaných břidlic hlavně staropaleozoického stáří (kambrium až devon). Tyto horniny jsou také masívem kontaktně metamorfovány v 0,5–1,5 km široké zóně kolem jeho obvodu; v těsném exokontaktu ve facii biotitických a amfibolických rohovců s andalusitem a cordieritem, pro širší vnější zónu kontaktního dvora, zejména na jihu, je charakteristický výskyt plodových břidlic (s poikiloblasty cordieritu) a skvrnitých břidlic.
Přesné stáří krystalinika obklopujícího krkonošsko-jizerský masiv je neznámé. Výskyty ichnofosilií v pokrývačských fylitech (Chaloupský – Chlupáč 1984 a Chlupáč 1997) však vylučují prekambrické stáří, alespoň části jeho sledu. Přítomnost diverzifikovaného ichnospolečenstva spolu ze zastoupením spirálním forem ichnofosilí, které jsou jinde ve světě známy až z ordoviku, svědčí pro maximálně ordovické stáří pokrývačských fylitů. Spodnopaleozoické stáří nadložní ponikelské skupiny je nepřímo geologicky potvrzeno i přítomností valounů hornin pocházejících z kadomských a kambroordovických granitoidů a ortorul lugické oblasti v intraformačních konglomerátech ponikelské skupiny (Chaloupský 1963) a nálezy silurských graptolitů u Poniklé (Perner 1919, Koliha 1929, Horný 1964). Ordovické, případně nižší stáří části ponikelské skupiny s vložkami kvarcitů podporují nálezy klastických slíd v kvarcitech železnobrodského krystalinika, které vykazují rozptyl stáří zdrojových hornin od 560 do 460 Ma  (Ar-Ar metodou  - Marheine et al. 1999a,b). Reinterpretace starších fosilních nálezů z vložek grafitických vápenců ve vápencích od Koberov a Železného Brodu (Chlupáč 1998), dříve považovaných za doklad jejich silurského stáří (Chlupáč 1953), neumožňuje přesněji určit stáří vápenců. Vylučuje však větší stáří než karium. Z hlediska fosilních nálezů i paleogeografických vztahů je tedy nejpravděpodobnější silurské nebo devonské stáří koberovských vápenců (Chlupáč 1998). Z těchto důvodů je proto nutno stratigrafické zařazení většiny hornin vystupujících na listu brát se značnou rezervou.
Klíčovým prvkem, který se promítá po celou dobu do koncepcí geologického vývoje této jednotky, je uplatnění prevariských tektogenezí, zejména tektogeneze kaledonské, která byla zejména dříve považována za rozhodující pro vysvětlení stavby železnobrodského krystalinika i jeho ekvivalentů v západních Sudetech (shrnutí in Chaloupský et al. 1989, Chlupáč 1993). Na základě názorů na uplatnění prevariských a variských orogenetických procesů se dají dosavadní stratigraficko-tektonické koncepce rozdělit do níže uvedených skupin: 
1. Koncepce, v nichž rozhodující roli v tektometamorfních procesech sehrála kaledonská orogeneze (Bederke 1924, Kodym – Svoboda 1948, Máška 1954, Don 1984, Chaloupský 1988, Chaloupský et al. 1989, Oliver et al. 1993, Johnston et al. 1994), projevy variské orogeneze byly méně intenzivní a významné,
2. Koncepce, které rozhodující roli v tektodeformačních procesech přičítají variské orogenezi (Chlupáč 1993, Maluski – Patočka 1997, Marheine et al. 1999 a,b, Kachlík, Patočka  1998a,b, 3. Multiorogenní koncepce (Chaloupský et al. 1989), které kromě staropaleozoických orogenezí staro a mladokaledonské a variské předpokládají ještě další tektodeformační etapy prekambrické (grenwilská a kadomská fáze).
V současnosti je na základě nových, paleontologických dat z Ještědského pohoří (Chlupáč, Hladil 1992, Chlupáč 1998), radiometrických údajů datujících stáří tektometamorfních procesů (Maluski – Patočka 1997, Marheine et al. 1999a,b) i detailního mapování (Kachlík 1997) možno konstatovat, že hlavní rysy geologické stavby Krkonoš vznikly během variské orogeneze. Na rozdíl od sz. lemu ještědského pohoří nebyla přítomnost kadomského basementu v oblasti jižních a východních Krkonoš prokázána. Tím méně je pravděpodobné i uplatnění kadomské deformace. Na základě litostratigrafické korelace odpovídají horniny svým litologických obsahem spíše paleozoickým členům krkonošsko-jizerské oblasti.
Výše uvedené koncepce stratigrafie a stavby Krkonoš se promítly velmi významně i do pojetí dosavadních geologických map, které se od sebe ve značně liší. Mapované území je zobrazeno přehledně např. v geologických mapách 1 : 200 000 listy Liberec (Svoboda et al.1963) a Hradec Králové (Čepek et al.1963). V těchto mapách jsou veškeré horniny železnobrodského krystalinika řazeny do staršího paleozoika (ordovik, silur), přičemž za nejmladší část sledu je považován železnobrodský vulkanický komplex. Tzv. vrátské droby s polohami metakonglomerátů mají v souladu s koncepcí Kodyma a Svobody (1948) představovat molasové sedimenty uložené diskordantně na kaleodonsky zvrásněném podloží během vyznívání kaledonských pohybů.
Naopak mapa Chaloupského et al. (1989) předpokládá přítomnost tří samostatných litologických celků oddělených od sebe diskordancemi a to prekambrické velkoúpské skupiny, proterozoické až středně kambrické radčické skupiny včetně železnobrodského vulkanického komplexu a ordovicko-silurské ponikelské skupiny. Vrátské droby a metakonglomeráty mají na rozdíl od předchozí koncepce představovat transgresivní bazi svrchní části radčické skupiny kladené autorem do sp. až středního kambria. Nejnovější mapa 1 : 50 000 list Jablonec n. Nisou (Coubal a kol.  1999) vychází svým pojetím z představy Chaloupského et al. (1989). 
Mapa železnobrodského krystalinika je výsledkem detailního nového geologického mapování v měřítku 1 : 10 000 prováděném v posledních letech PřFUK Praha. Současně s mapováním byly studovány i strukturní poměry a jejich sepětí s metamorfními ději a v rámci spolupráce s dr. F. Patočkou také geochemie vulkanických hornin, jako prostředek k interpretaci geotektonického prostředí vzniku vulkanitů a asociovaných sedimentů. Koncepce mapy se blíží až na několik výjimek představě Kodyma a Svobody (1948), vyjádřené v mapách 1 : 200 000 list Liberec a Hradec Králové (srovnej Kachlík 1997). Na rozdíl od Kodyma a Svobody (1948) jsou rozdílně hodnoceny tzv. vrátské droby, které jsou reinterpretovány jako porfyroklastické fylonity vzniklé z porfyrických granitů; nemají tudíž žádný stratigrafický význam a jejich postavení není dokladem mladokaledonské orogeneze (Kachlík, Patočka 1998a). Dalším rozdílem je postavení železnobrodského vulkanického komplexu, který v této koncepci (v souladu s Chaloupským et al. 1989) vystupuje v podloží sledu pestrých sedimentů s karbonáty a kvarcity (tj. ponikelské skupiny), tudíž není nejmladším členem sledu, jak přepokládali Kodym, Svoboda (1948) a Chlupáč (1993). Vzájemné vztahy těles v terénu, doplněné Ar-Ar datováním slíd (Marheine et al. 1999a,b) ukázaly, že zde nejsou doklady pro existenci kaledonské deformace a metamorfózy, ale že všechny zjištěné deformační procesy mohou spadat do období variské tektono-deformační etapy.
Reambulace geologického mapování krkonošsko-jizerského masívu byla soustředěna na studium jeho endokontaktu se železnobrodským krystalinikem a kontaktu mezi libereckým a tanvaldským granitem. Větší stáří tanvaldského granitu a specifické mineralogické a chemické složení indikují jeho odlišný původ a samostatnější postavení ve vlastním krkonošsko-jizerském masívu. Kartografické vymezení kontaktu krkonošsko-jizerského masívu se železnobrodským krystalinikem a kontaktu libereckého a tanvaldského granitu bylo proti stávajícímu geologickému mapování zpřesněno pomocí 35 magnetometrických profilů, jimiž byl sledován kontrast magnetických vlastností  libereckého a tanvaldského granitu  a okolního železnobrodského krystalinika. 
Dnešní stav znalostí železnobrodského krystalinika je limitován zejména nejasným stratigrafickým rozsahem obou litostratigraficky vymezených skupin: radčické a ponikelské. Proto by další výzkum měl být směrován tak, aby byla radiometricky datována tělesa metavulkanitů a metagranitů. To by pomohlo zpřesnit dosavadní představy o rozsahu obou skupin. Zároveň s tím by měly být detailněji mikropaleotologicky prověřeny vhodné litologie (mramory a grafitické fylity s rohovci), které by mohly napomoci zařazení metamorfovaných sledů alespoň v rámci útvarů. Bez těchto znalostí budou vždy intepretace geologického vývoje velmi subjektivní až spekulativní.
Další výzkum v železnobrodském krystaliniku by měl být směrován jednak geochronologicky jednak mikropaleontologicky. 
Klíčovým problémem širšího geologického významu zůstává geochronologické datování tanvaldského granitu.Na jeho stáří závisí i přesnější litostratigrafické zařazení těch hornin železnobrodského krystalinika, které tento granitový masív kontaktně metamorfuje.
  
2. GEOLOGICKÝ VÝVOJ A CHARAKTERISTIKA JEDNOTEK
GEOLOGICKÝ VÝVOJ

Území listu mapy 03-322 Jablonec nad Nisou je budováno především staropaleozoickými polyfázově metamorfovanými a deformovanými vulkanosedimentárními komplexy železnobrodského krystalinika, do kterých intrudují granity krkonošsko-jizerského masívu, zastoupené jednak starším tanvaldským středně zrnitým dvojslídným alkalicko-živcovým  granitem a mladším libereckým porfyrickým biotitickým granitem. Jednotky krystalinika jsou na JZ odděleny tektonicky lužickým zlomovým pásmem od platformního pokryvu tvořeného permokarbonskými vulkanity a sedimenty a mladšími svrchnokřídovými uloženinami. V jižní části listu se vyskytují relikty terciérních a staropleistocénních štěrkopísků, teras (paleo) Jizery. Nejmladší horniny na listu představují neoidní bazalty a různé genetické typy kvartérních sedimentů.
Geologický vývoj jednotek železnobrodského krystalinika začíná na počátku paleozoika (na základě analogie z východní části krkonošsko-jizerského krystalinika, podle radiometrických dat patrně rozhraní kambria a ordoviku) postupným ztenčováním a rozlámáním pravděpodobně kadomského basementu, který však v oblasti železnobrodského krystalinika nevystupuje na povrch. Subsidence kůry dává vznik extenzním (riftogenním) pánvím, které jsou zaplňovány staropaleozoickými sedimenty. Sedimentace v nich je doprovázena poměrně dlouhodobě trvajícím bimodálním vulkanismem (Fajst et al. 1998, Patočka et al.  2000). Geotektonické postavení kambroordovického magmatismu (CA magmatismus nad subdukční zónou) při k J ukloněné subdukci oceánské kůry Tornquistova moře, magmatismus spjatý s korovou extenzí je předmětem polemických diskusí (Kröner – Jaeckel – Opletal 1994, Kröner et al. 1994, Oliver et al. 1993, Kachlík – Patočka 1998). O časovém rozsahu sedimentace neexistují přímé paleontologické údaje, rozpětí sedimentace se dá pouze odhadovat na ? kabrium, ordovik až silur, případně ještě částečně devon podle analogie z ostatních částí Českého masívu. Svrchním limitem sedimentace je uzavírání pánve a subdukce její výplně, jejíž vyznívání je datováno Ar-Ar metodou na slídách na 360 Ma (Maluski, Patočka 1997). Rozevírání původně úzkých sedimentačních pánví směrem k V je indikováno větším zastoupením tholeiitických členů ve východních Krkonoších a polských Rudawach Janowickich (Patočka et al. 1997, Maluski – Patočka, 1997, Fajst et al. 1998).
Při uzavírání těchto pánví došlo k polyfázové deformaci sedimentů a vulkanitů jejich výplně (akrečního klínu), nejprve v podmínkách facie modrých břidlic, během nichž došlo k zvýraznění planární stavby hornin, s dominantní orientací lineárních struktur ve směru SZ–JV až V–Z. Po vyznění subdukce jsou do hloubky zatažené šupiny pánevní výplně v důsledku migrace orogenního klínu od V k Z opět vysunovány k povrchu, za současné dekomprese a mírného zvyšování teploty, které vedly k rozsáhlé reekvilibraci hornin v podmínkách facie zelených břidlic. Tento proces začíná před 350–340 Ma (Marheine et al. 1999a) a vrcholí hlavní etapou variské deformace, spjatou se západovergentní vrásovou a násunovou tektonikou, která se odehrála před 320–325 Ma a těsně předcházela nebo byla současná s intruzí krkonošsko-jizerského plutonu s výjimkou tělesa tanvaldského granitu. Tato granitová intruze se svým relativním stářím (je starší než liberecký granit) a minerálním i chemickým složením vymyká sukcesnímu schématu krkonošsko-jizerského plutonu s.s. Šikmá variská transprese je doprovázena vznikem střižných zón V–Z a SV–JZ směru, které doprovázejí násunové pohyby. Magmatické a tektometamorfní děje v krkonošsko-jizerské oblasti byly ukončeny chladnutím granitů krkonošsko-jizerského plutonu a intruzemi žilného doprovodu před 312–313 mil. lety zjištěné Ar-Ar na flogopitech minety (od Železného Brodu) a kontaktních rohovcích pláště plutonu (Marheine et al. 1999b). Hlavní tektometamorfní procesy byly ukončeny na východě krkonošsko-jizerské oblasti před sedimentací spodnokarbonských klastik (stáří sv. visé až turnai) vnitrosudetské (dolnoslezské pánve), které nasedají na zvrásněný a metamorfovaný podklad s výraznou úhlovou diskordancí. V západnějších částech (např. na Ještědu) probíhala hlavní (sudetská nebo krušnohorská fáze) deformace až po uložení turnaiských klastik.
Klastika permokarbonu transgredující na zvrásněný podklad železnobrodského krystalinika podkrkonošské a mnichovohradišťské pánve jsou podstatně mladší, začala se ukládat až počátkem permu. Sedimenty sv. okraje mnichovohradišťské pánve, vyvlečené z podloží podél lužického zlomového pásma, představují nejspíše ekvivalenty vrchlabského souvrství. Jsou představovány převážně hrubozrnnými rudohnědými kontinentálními klastiky (slepence až brekcie, přecházející do hrubozrnných pískovců) a mocnými tělesy subaerických láv andezitoidního složení. Lávy ryolitového složení vystupují mimo hranice listu. Ojedinělé výskyty jemnějších laminovaných sedimentů v polohách láv u Frýdštejna a výskyty polštářových láv svědčí o existenci jezerních pánví, do nichž se občas lávy vylévaly.
Po dlouhém hiátu a erozi podložních jednotek dochází během svrchní křídy k záplavě podložních jednotek svrchnokřídovým mořem. Sedimentace začíná pískovci, ojediněle až konglomeratickými pískovci cenomanského stáří. Sedimenty sladkovodního cenomanu se na území listu nevyskytují. Zpříkřené až překocené vrstvy mořského cenomanu jsou tektonicky odděleny od zbylých křídových souvrství tzv. rovenským zlomem, jež je jedním ze zlomů zlomového pásma lužického zlomu. Mladší křídová souvrství jsou na území listu reprezentována cyklicky uspořádanými sedimenty jizerského souvrství, představované žlutošedými slínovci, vápnitými pískovci, slínovci až slinitými vápenci, ojediněle s polohami konglo-meratických pískovců. Sedimenty bělohorského souvrství nevystupují na povrch. Jejich omezením na sz. jsou zlomy lužického zlomového pásma. Nejmladší částí sledu křídy jsou převážně písčité sedimenty teplického souvrství, které však vystupují již mimo území listu.
Křídové horniny jsou proráženy zejména v okolí Frýdštejna drobnými diatrémami zeolitizovaných olivinických nefelinitů, uzavírajících často xenolity hornin podloží. V případě většího nakupení hornin podloží přecházejí až do komínových brekcií (Frýdštejn – výchoz u silnice). Ojediněle byla zjištěna i tělíska nefelinických bazanitů prorážející granity krkonošsko-jizerského plutonu (jv. od Jablonce). Nově zjištěné tělísko bazanitu u Huti obsahuje xenolity pískovců pravděpodobně křídového stáří, které jsou dnes vzdálené více než 4 km směrem na jih. Přesné stáří těchto terciérních bazaltoidů není známo. Že jde o projevy velmi mladé vulkanické aktivity podél lužického zlomu lze dovozovat pouze s morfologicky dobře zachovaných těles v okolí Koberov a Ar-Ar datování bazaltových lávových příkrovů na sv. svahu Kozákova, která podle nejnovějších stanovení jsou až pliocénního stáří (6,3–3,5 Ma Šibrava – Havlíček 1980) resp. 4,25 mil let, Wilsonová ,pers. commun.). Spodním limitem pro stáří čedičových příkrovů j. od Železného Brodu je střednomiocénní stáří jílovitých vložek v podložních terasových štěrcích (paleo) Jizery (Konzalová 1973). Na listu mapy se relikty těchto vysokých teras objevují pouze sz. od Železného Brodu a Líšného. Je tedy pravděpodobné, že i tělesa bazaltů na listu jsou převážně mladoterciérního stáří.
Kvartérní sedimenty jsou zastoupené především deluviálními, deluviofluviálními a fluviálními sedimenty, různé zrnitosti od kamenito-hlinitých až po blokové sutě, rozšířené na jižním okraji krkonošsko-jizerského plutonu. Mají poměrně malé rozšíření a nevelké mocnosti (maximálně do několika m).
 
CHARAKTERISTIKA JEDNOTEK
ŽELEZNOBRODSKÉ KRYSTALINIKUM
(? kambrium – silur, ?sp. devon)
Základními horninovými typy železnobrodského krystalinika jsou různé typy fylitických hornin (v kontaktní zóně plutonu přeměněné na různé typy rohovců a plodových břidlic). Vložkové horniny tvoří především různé typy bazických vulkanických hornin, žilné bazické a ultrabazické horniny, kvarcity, krystalické vápence a tektonicky přepracovaná tělesa původně granitoidních hornin přeměněná na fylonity.
Stratigrafický rozsah složitě zvrásněného a metamorfovaného komplexu železnobrodského krystalinika je dosud nejistý (viz diskuse výše). Jedině lze s jistotou na základě výskytů složitých forem ichnofosilií vyloučit prekambrické stáří. Komplex železnobrodského krystalinika tedy přestavují staropaleozoické vulkanosedimentární komplexy, jejichž stáří se může pohybovat v rozmezí kambria až staršího devonu. Drobné tělísko fylonitizovaných porfyroklastických metagranitů od Líšného datované U-Pb metodou na zirkonech vykazuje stáří cca 540 Ma (Franke, ústní sdělení). Protože však kontakty s okolními fylity jsou tektonizovány, nelze z jeho stáří vyvozovat stáří sedimentárních komplexů.
Chaloupský et al. (1989) horniny železnobrodského krystalinika na listu Jablonec členil do tří jednotek: střednoproterozoické velkoúpské skupiny, svrchnoproterozoické až střednokambrické radčické skupiny a svrchnoordovicko-silurské ponikelské skupiny. Tyto jednotky jsou odděleny dlouhými hiáty a diskordancemi, které vysvětloval projevy grenvillské, kadomské (proběhla ve dvou fázích) a starokaledonské orogeneze. Podrobné mapování v měřítku 1 : 10 000 a mikroskopické studium hornin neprokázalo rozdíly v litologickém složení, stupni metamorfózy mezi velkoúpskou a radčickou skupinou. V terénu nebo v mapě nebyly nalezeny doklady pro předpokládanou diskordanci mezi oběma jednotkami. Proto bylo území železnobrodského krystalinika rozděleno do dvou v mapě objektivně vymezitelných jednotek, které se liší svým litologickým obsahem.
a) starší jednotka radčická, vystupující v jádře velké asymetrické antiklinální struktury v prostoru mezi Bohuňovskem a Andělem Strážným z. od Frýdštejna. Tato jednotka sestává převážně z šedých, šedozelených fylitů a tufitických fylitů s velmi hojnými polohami bazických metatufů a tělesy bazických láv, intruzívních diabasů, žil ultrabazických hornin a ojedinělých těles metagaber. V nejvyšší části sledu vystupuje v s. křídle výrazný horizont pokrývačských fylitů, v němž se poměrně hojně vyskytují ichnofosilie, pravděpodobně ordovické (Chlupáč 1997). S nejvyššími členy této jednotky je možno přibližně paralelizovat železnobrodský vulkanický komplex, tvořený bimodální asociací metavulkanitů, tufů a tufitů (Fediuk, 1962), který je nejlépe odkryt v údolí Kamenice.
b) nadložní jednotka ponikelská, která vystupuje především v s. a sv. části listu při kontaktu s krkonošsko-jizerským plutonem a ve dvou drobných výskytech při z. a j. okraji listu. Je představována především šedými až šedočernými grafitickými fylity, často s laminami kvarcitu s polohami světle šedých sericitických fylitů a vložkami kvarcitů, vápenců a podřízenými polohami metabazitů.
 
Rozdíly v litologii obou jednotek, spolu se základními rysy stavby se projevují výrazně zejména v projevech magnetického a zčásti i tíhového pole, které odráží spíše hlubší stavbu. Starší jednotka obsahující množství bazických vulkanitů, tufů a drobnější tělesa ultrabazik se projevuje řadou drobnějších výrazných anomálií (ultrabazika, gabra) a celkově převahou magnetických elevací. Oblasti budované mladší jednotkou se projevují celkově magnetickými depresemi a méně výraznými zápornými anomáliemi. Složitější je obraz v kontaktní zóně krkonošsko-jizerského plutonu, kde je magnetické pole porušeno v důsledku pravděpodobně mineralizace nebo sekundární magnetizace spjaté s intruzí plutonu. Podle průběhu výrazných anomálií způsobených přítomností serpentinizovaných ultrabazik lze rekonstruovat i průběh severního křídla komplikované řídící brachyantiklinální struktury, budované horninami starší jednotky mezi Andělem Strážným a Bohuňovskem a průběh úzkého pruhu hornin mladší jednotky mezi Vlastiboří a j. okolím Zásady. Stáčení anomálií v oblasti Jirkova a Vlastiboře indikuje uzávěr řídící brachyantiklinální struktury. Složitý průběh anomálií v oblasti mezi Malou Skálou a Železným Brodem je ovlivněn detailním provrásněním komplexů s hojnými metabazity, bazickými metatufy a metatufity a jejich plochým uložením.
Z gravimetrických i magnetometrických podkladů lze velmi dobře rekonstruovat průběh kontaktu hornin železnobrodského krystalinika s krkonošsko-jizerským plutonem. Velký hustotní rozdíl mezi horninami plutonu a krystalinika se projevuje prudkým tíhovým gradientem.V rámci plutonu se magneticky výrazně projevuje styk dvojslídného tanvaldského granitu s biotitickým libereckým granitem, který je na kontaktu významně magnetičtější.
 
Radčická skupina (? kambrium – ordovik – ? silur)
Radčická skupina buduje jižní část listu s výjimkou vnitřní části Železného Brodu, kde směrem do nadloží přechází do mladší jednotky ponikelské a jz. cípu mapy za lužickým zlomovým pásmem, kde vystupují nadložní permokarbonské a křídové platformní jednotky. Její průběh je dán existencí složitě zvrásněné brachyantiklinální asymetrické struktury s ploše uloženým severním křídlem a strmým jv. omezením, ovlivněným existencí železnobrodské střižné zóny, na které se prudce mění směry foliací. Její osa, mírně prohnutá mladšími deformacemi má přibližně v.–z. průběh.
Klínovitě se zužuje směrem k jv. cípu mapy a uzavírá se v prostoru mezi Vlastiboří a Bohuňovskem. Vznikla interferencí starších v.–z. vrásových struktur s mladšími vrásami sv.– jz. směru. Její podloží není známo, do nadloží plynule přechází do skupiny ponikelské. Její stratigrafický rozsah není možno přesněji specifikovat.
Základním horninovým typem starší jednotky je světle šedý, šedozelený sericit-chloritický a chlorit-sericitický fylit (38), který se vyskytuje v podobě tenkých lamin. Rozšířen je hlavně v jižní a jihozápadní části mapy. V severovýchodním křídle brachyantiklinální struktury mezi Kopaninou a j. okolím Vlastiboře jsou sericit-chloritické fylity v nejvyšších částech sledu zastupovány rovnoplochými pokrývačskými fylity šedofialové nebo nazelenalé barvy (37). Se zvyšujícím se obsahem chloritu a epidotu tyto fylity plynule přecházejí do páskovaných fylitů (39) s pásky zelených břidlic několika mm až centimetrové mocnosti, nebo až do deskovitě odlučných epidot-chloritických fylitů až zelených břidlic (39) převážně trávově zelené barvy. Občasně se v těchto typech fylitů objevují vložky nafialovělých až šedočerných grafit-sericitických fylitů (36). Typickou součástí sledu jsou bazické metavulkanity – metamorfované tufy, tufity a dolerity. V podřízeném množství se vyskytují i metagabra a serpentinizovaná ultrabazika (pikrity). Nejmladším členem této jednotky je komplex metamorfovaných převážně bazických polštářových a brekciovitých láv s podřízenými vložkami kyselých metavulkanitů, označovaný jako železnobrodský vulkanický komplex (Fediuk 1962), který vystupuje v tektonicky omezené struktuře j. od Držkova při východním okraji mapy.
  
41    Páskovaný chloritický fylit. Tvoří přechod mezi sericit-chloritickými fylity a masivními deskovitě odlučnými epidot-chloritickými fylity až zelenými břidlicemi. Rozšířeny jsou ve složitě provrásněné překocené antiklinální struktuře mezi Hrubou Horkou u Železného Brodu a jižním okrajem Jirkova. Jsou výrazně páskované až laminované, přičemž se střídají mm až cm polohy s různým zastoupením křemene, albitu, chloritu, epidotu aj. Některé pásky jsou složeny převážně ze žlutozelených agregátů slabě pleochroického chloritu, prorůstajícího se světlou slídou (muskovitem), albitu a občasně i pseudomorfóz po chloritoidu. Chloritoid se vyskytuje více ve fylitech s vyšším podílem křemene, které lemují styk starší a mladší jednotky (např. v prostoru mezi Loužnicí a j. okolím Vlastiboře). 
Pásky s převahou křemene a sericitu obsahují chlorit a albit jen jako vedlejší minerály. Křemenná zrna jsou převážně izometrická, do velikosti 0,1 mm, převážně však kolem 0,01–0,03 mm. Místy vytvářejí až průběžné téměř monominerální pásky s jemně rozptýleným chloritem, často budinované a zvrásněné. Chlorit vytváří tenké lupínky v křemenné nebo větší blasty v křemen-sericitické matrix. Při větším stupni deformace splývají fylosilikáty na foliačních plochách v souvislé blány a zvyšuje se velikost zrn křemene.
  
40    Sericit-chloritický a chlorit-sericitický fylit. Jsou tence břidličnaté, většinou rovnoploše štípatelné šedozelené fylity složené z proměnlivého množství křemene, tmavě zeleného chloritu, sericitu a jemně rozptýlené rudy,  většinou krátce sloupečkovitého ilmenitu. V silněji rekrystalovaných typech, nebo zejména v blízkosti těles vyvřelých hornin (granitů, doleritů a pikritů) jsou hojněji přítomny porfyroblasty albitu. V typech laminovaných sericiticko-chloritických fylitů (původně siltových břidlicích až jemně písčitých břidlicích) se vyskytují dlouze sloupcovité až tyčinkovité porfyroblasty chloritoidu, často zčásti nebo zcela pseudomorfované sytě žlutozeleným železem bohatým chloritem, jehož obsahy FeO převyšují 40 %.
Převažujícím minerálem je většinou velmi jemně šupinatý muskovit (sericit 0,0X–0,X mm), jehož drobné lupínky spolu s doménami bohatšími křemenem definují foliaci. V řadě případů agregáty sericitu, prorůstajícího se s chloritem, tvoří až 75–80 % horniny (např. jemně břidličnatý fylit z nadloží polohy doleritu v lomu Anděl Strážný u Frýdštejna). Zbytek tvoří izometrická zrnka křemene 10–15 % o maximální velikosti do 0,1 mm a jemně rozptýlený rudní minerály do velikosti 0,02 mm. Masivnější typy těchto fylitů se vyznačují střídáním fylosilikátových a křemenných domén, obsah křemene v nich vzrůstá až na 30 %, přičemž většina zrn je soustředěna do téměř monominerálních lamin s drobnými porfyroblasty chloritu. Průběžnost monominerálních pásků je často porušena budináží nebo vznikem kliváže, šikmé k původnímu litologickému páskování. V závislosti na pozici odebraného vzorku k větším vrásovým strukturám je v některých případech krystalizační břidličnatost paralelní s původní vrstevnatostí, jinde je k ní kosá nebo je hornina zcela přepracována a dominují mladší foliační systémy.
Zrna křemene jsou v případě této variety fylitů převážně zploštělá a zčásti rekrystalovaná. Chlorit tvoří převážně xenomorfní nebo hypidiomorfní porfyroblasty, nepravidelně rozptýlené v jemnozrnnější matrix nebo v případě silně tektonizovaných vzorků tvoří chlorit spolu s muskovitem souvislé pásky protažené paralelně s břidličnatostí. V nejsilněji deformovaných fylitech v zónách lokalizované deformace, bývají přítomny až 0,X mm velké blasty albitu, často s vyvinutými asymetrickými tlakovými stíny, v nichž krystaluje křemen a chlorit. Chloritoid spolu s Na-bohatým muskovitem až paragonitem, stilpnomelanem (který se vyskytuje v chloritem bohatých fylitech s vyšším obsahem křemene) představují reliktně zachované minerály starší parageneze spjaté s nízkoteplotní vysokotlakou metamorfózou, která je v metabazitech reprezentována paragenezemi s alkalickými amfiboly. V horninách silnějipřepracovaných v podmínkách facie zelených břidlic tyto minerály bývají pseudomorfovány v případě chloritoidu chloritem. Paragonit je nahrazován muskovitem.
  
39    Sericit-chloritický fylit, místy s grafitem (pokrývačská břidlice). Tvoří obloukovitě prohnutý, k V i Z vykliňující pruh hornin mezi z. okolí Kopaniny a Bohuňovskem. V nejširším místě mezi Alšovicemi a Těpeřemi dosahuje šířky až 1,5 km. Přechody do podložních i nadložních sericit-chloritických fylitů (38) jsou pozvolné. Pokrývačské fylity jsou součástí příčně zvlněné brachyantiklinoriální struktury, která zapadá pod mírnými až středními úhly (10–55°) k S až SV. Pro těžbu byla příhodná zejména střední ramena k J překocovaných vrás, kde je metamorfní břidličnatost subparalelní s laminací původních jílovitých a siltových břidlic, střídajících se s polohami tufitických hornin. Právě v těchto polohách se ve větší míře zachovávají různé typy ichnofosilií (Chaloupský, Chlupáč, 1984; Chlupáč 1997). V tektonicky exponovaných zónách je patrné, že starší foliační systém je protínán novými plochami, které jsou geneticky spjaté se vznikem krenulačních mikrovrásek.
Pokrývačské fylity, které byly těženy v řadě lomů, se vyskytují ve dvou základních faciích: žlutozelených až zelených sericit-chloritických rovnoplochých fylitech a šedofialových chlorit-sericitických fylitech s grafitickou příměsí. Obě facie se vzájemně vertikálně a laterálně zastupují. Objemově jsou však více zastoupeny chloritem bohaté žlutozelené fylity. V pokrývačských fylitech jsou přítomny cm až dm polohy masivnějších deskovitých bazických metatufů. Pokrývačské fylity jsou protínány mladšími pravými žilami serpentinizovaných pikritů (Fediuk 1962).
Sericit-chloritické fylity jsou velmi jemnozrnné, tence laminované grano-lepidoblastické horniny, v nichž se střídají laminy bohaté xenomorfním, jemně lepidoblastických hnědozeleným chloritem, který se prorůstá se sericitem, s laminami bohatšími křemenem. Místy křemenem bohaté domény přecházejí až do monominerálních čoček a pásků. Vyskytují se však i velmi jemnozrnné typy, kde chlorit a sericit tvoří až 90  % modálního složení horniny a křemen je zastoupen jen v podružném množství.
Kromě chloritu, sericitu, křemene obsahují sericit-chloritické fylity i jemně rozptýlený ilmenit, automorfní zrna pyritu, i dlouze sloupcovitý sytě zelený, příčně rozpukaný hypidiomorfní až idiomorfní chloritoid, zčásti chloritizovaný. Žlutozelený chlorit se kromě matrix vyskytuje i ve větších porfyroblastech čočkovitého směru, které obsahují příčně rostlý muskovit. Za těmito porfyroblasty chloritoidu (velikost až 0,1 mm) dochází ke vzniku tlakových stínů, kde krystaloval hrubozrnnější křemen a světle zelený chlorit. Chloritoid v některých méně deformovaných vzorcích roste nezávisle na dominantní foliaci, v jiných je výrazně reorientován a vykazuje znaky rotace s vývoje asymetrických tlakových stínů.
Křemen je v jemnozrnných typech buď nepravidelně rozptýlen v sericit-chloritické matrix nebo je v laminovaných typech koncentrován do tenkých lamin (od desetin mm až mm mocnosti). V silně tektonizovaných polohách bývají zrna křemene stejně jako fylosilikáty výrazně protažena paralelně s plochami dominantní foliace, starší metamorfní foliace je vrásněna a krenulována za vzniku nové foliace dané reorientací slíd do nově vznikající kliváže.
Pokrývačské fylity se vyznačují vysokými obsahy thoria (Kudrát, Lepka 1998), což se projevuje i v geofyzikálním obraze vznikem pozitivních radiometrických anomálií. Vyšší obsahy thoria je odlišují od nadložních fylitů mladší (ponikelské) jednotky. Zvýšenými obsahy thoria, vázané na fosfáty vzácných zemin (např. monazit, rabdofán, xenotim) se vyznačují ordovické jednotky českého masivu (Kudrát, Lepka 1998).
  
38    Grafit-sericitický fylit. Tvoří vložky v sericit-chloritických a chlorit-sericitických fylitech s příměsí tufů (37). Větší tělesa byla zjištěna v lemu pruhu pokrývačských fylitů mezi osadou Dolánky a Jirkovem. Jde o šedočernou až černou jemnozrnnou horninu, na povrchu mazlavou od grafitu. Je složena ze sericitu (50–70 %), křemene (20–30 %), chloritu do 5 % a jemně rozptýlené grafitické substance a rudního pigmentu (převážně pyritu a ilmenitu) – do 5–7 %. Slídy s velkým množstvím vrostlé grafitické substance vytvářejí souvislé detailně provrásněné pásky. V případě intenzivnějších deformací se vytváří nový foliační systém paralelní s osními rovinami těchto mikrovrásek. Křemen je nerovnoměrně rozptýlen v matrix, místy se koncentruje do téměř monominerálních lamin. Velikost zrn se pohybuje v setinách mm, nepřevyšuje 0,1 mm. Zrna jsou izometrická nebo mírně zploštělá paralelně s foliací.
  
37     Epidot-albit-chloritická zelená břidlice. Tvoří většinou drobnější tělesa o mocnosti řádově v metrech až prvních desítkách metrů v sericit-chloritických a chlorit-sericitických fylitech. Rozsáhlejší tělesa se jsou situována zejména v severním okolí Železného Brodu, kde se prstovitě střídají s různými druhy fylitů. Méně mocná ploše až mírně k SZ ukloněná tělesa několika metrové mocnosti tvoří vložky ve fylitech mezi Malou Skálou a Skuhrovem. Vzhledem k větší odolnosti v porovnání s fylity vytvářejí skalky, pásma skalek nebo větší souvislé skalní stupně. Přechody do nadloží i podloží bývají pozvolné, přibývá odlišných fylitových vložek, které postupně převládnou. Od jiných fylitů se epidot-chloritické fylity odlišují masivnějším vzhledem a vyšší krystalinitou jednotlivých minerálů. Jsou složeny z chloritu, který tvoří 30–40 % horniny, albitových porfyroblastů (až 30–35 %), xenomorfních agregátů epidotu (5–15 %), proměnlivého množství křemene (do 10 %) , titanitu (do 3–5 %) a rudních minerálů zastoupených ilmenitem, limonitem a pyritem. Součástí některých typů metatufů jsou i jehlice aktinolitu prorůstající se s chloritem. Karbonátové epidot-chloritické fylity se vyskytují hojněji v lemu masivních láv železnobrodského vulkanického komplexu v okolí Jesenného a Vlastiboře. Naopak v oblasti Malé Skály a severně od Železného Brodu bazické metatufy karbonáty převážně neobsahují. Hnědozelený xenomorfní chlorit s anomálně hnědými interferenčními barvami často bývá ohýbán a zvrásněn, obsahuje množství zarostlých zrn rudy. Porfyroblasty albitu dosahují až 0,X mm velikosti, s tmavými jádry od inkluzí rudy a grafitu, lemy jsou naopak čiré. Albitové blasty vytvářejí někdy i poměrně komplikované srostlice. Svědčí to o vícefázovém růstu těchto albitových krystalů. V tlakových stínech za albity vykrystaloval chlorit. Nažloutlé epidoty tvoří většinou xenomorfní zrna, méně již větší hypidiomorfní porfyroblasty nebo jemnozrnné zprohýbané agregáty paralelní s foliací. Titanit vznikl buď jako lem krystalů ilmenitu (zakalený leukoxen), nebo je rozptýlen ve formě drobných čirých zrnek v matrix horniny. Aktinolit tvoří převážně dlouhé jehličky zarostlé v chloritu. Křemen je přítomen v některých typech akcesoricky, v některých zvláště páskovaných typech jako vedlejší minerál, který však vytváří mnohem větší, místy rekrystalovaná zrna.
  
36    Metadolerit. Tvoří nejčastěji ložní žíly v sericit chloritických fylitech (40) a ojediněle i v pokrývačských fylitech (39). Pravé mocnosti se pohybují od několika metrů až po desítky metrů. Vyznačuje se masivním vzhledem, většinou méně intenzivně vyvinutou metamorfní břidličnatostí a izotropnějšími zrnitějšími strukturami v porovnání s metamorfovanými bazickými tufy nebo efuzívními typy bazaltů. Kontakty těles s okolními fylity jsou většinou přepracovány mladší deformací, přesto je možné např. u mocného tělesa v lomu Anděl Strážný u Frýdštejna pozorovat relikty kontaktních účinků. V jemnozrnném chlorit sericitickém fylitu jsou patrné deformované a rozvlečené plody, tvořené shluky slídových minerálů.
Metadolerity se vyznačují přítomností reliktních magmatických minerálů (pyroxenů, kearsutitu, ilmenitu) a/nebo primárních magmatických struktur (různých typů ofitických struktur – diabasové, poikiloofitické, doleritické, gabroofitické a také struktury porfyrické) – ( podrobněji viz Fediuk 1962). Podle nich lze rozlišit několik variet metadoleritů:
a) pyroxenické přecházející až do hornin gabrového vzhledu,
b) amfibolické,
c) s vyrostlicemi živců.
 
Pyroxenické metadolerity jsou masivn středně zrnité horniny, kde velikost zrna tmavých minerálů dosahuje nezřídka i přes 0,5 cm (např. výchozy u bývalého mlýna s. od Žel. Brodu). Skládají z augitického klinopyroxenu a albitu jako hlavních horninotvorných minerálů. Pyroxeny jsou často zčásti nebo zcela uralitizovány, nebo chloritizovány (např. metadolerit v lomu Anděl Strážný), jindy jako v případě pyroxenického poikiloofitického metadoleritu jv. od Radčic tvoří přes 60 % horniny. Jsou uzavírány hypidiomorfními lištovitými, v případě přechodů ke gabroofitickým texturám i tlustě tabulkovitými hypidiomorfními až idiomorfními albity, místy při okrajích dynamicky rekrystalovanými. V případě intenzivní deformace, však živce rekrystalizují až v jemnozrnnou mozaiku drobných novotvořených izometrických zrnek. Přesto, že tvary živců jsou dosti často velmi dobře zachovalé, původní bazické plagioklasy jsou nahrazeny albitem a silně saussuritizovány. Vápník z původních bazických plagioklasů přechází do minerálů epidotové skupiny a aktinolitu, které zatlačují původní magmatické minerály a nebo jsou zarostlé v plagioklasech. K primárním magmatickým minerálům patří též kostrovitě vyvinuté ilmenity, podél lamel přeměňované na leukoxen. Produktem metamorfních přeměn jsou zelenavé chlority nahrazující místy téměř zcela spolu s aktinolitem původní tmavé minerály (Anděl Strážný, Kopanina), kromě toho jsou i běžnou součástí základní hmoty. V některých typech metadoleritů jsou přítomny i dlouze sloupcovité prasinitické amfiboly (barroisitického složení), obrůstající chloritické pseudomorfózy po rozpadu pyroxenů a poměrně velké množství snopkovitých agregátů stilpnomelanu (lom Anděl Strážný). Uzavřené hnědé amfiboly byly zjištěny i v pyroxenem bohatém typu od Radčic. Ze vzájemných vztahů minerálů lze kromě minerálů náležejících do magmatického stádia, pozorovat komplikovanost metamorfního vývoje horniny.
Amfibolické typy metadoleritů (k nimž patří např. diabasy v po obou stranách údolí Žernovníku s. od Železného Brodu) jsou složeny z reliktů primární kearsutitického amfibolu, plagioklasu (albit), obecného zeleného amfibolu, epidotu, aktinolitu, rudy (ilmenit, magnetit) a v některých případech i sytě modrého crossitu, tvořícího lemy kolem zelených obecných amfibolů nebo ojediněle i hnědých kaersutitů. Dominujícími minerály v hornině jsou obecný amfibol a albit. Ostatní minerály jsou zastoupeny pouze jako vedlejší nebo akcesorické. Místy (Těpeře) se v těchto typech vyskytují kumulátové textury, hornina je místy tvořena téměř výhradně tmavými minerály, naopak v jiných doménách jsou nahromaděny až 1 cm velké vyrostlice světlého plagioklasu. Vzhledem k příznivému mikrochemismu a vyšší alkalinitě se v těchto typech metadoleritů nejčastěji zachovávají asociace facie modrých břidlic.
Metadolerity s porfyrickými strukturami, kde vyrostlice tvoří až 0,5 cm velká tlustě tabulkovitá, nebo deformací protažená zrna albitu, jsou nejméně zastoupeny. Vyskytují se v severním okolí Malé Skály, Sněhova a Bobova. Plagioklas v nich převažuje nad hnědozeleným obecným amfibolem. Nevyskytují se v nich většinou relikty facie modrých břidlic. Obsahují větší podíl zeleného chloritu a aktinolitu. Mají obyčejně lépe vyvinutou metamorfní břidličnatost.
Geochemicky představují metadolerity samostatnou skupinu metabazitů obohacených inkompatibilními, prvky a diferencovanějšími křivkami vzácných zemin v porovnání s efuzívními typy polštářových láv a zelenými břidlicemi železnobrodského komplexu v údolí Kamenice.
  
35    Serpentinizovaný metapikrit. Vytváří několik diskordantních pravých žil v pokrývačských fylitech v prostoru mezi Radčicemi a Kopaninou. (Pozn.: Termínu pikrit je použito pro ultrabazikum přestože obsah alkálií nepřesahuje 1 %. Při mobilitě alkálií byly zohledněny zejména obsahy imobilních prvků, které ukazují že těleso není primitivním plášťovým peridotitem, ale odpovídá plášťovému diferenciátu).
Největší těleso, mezi Bratříkovem a jv. okolím Radčic má v lomu Loužnice pravou mocnost až 60 m, délku téměř 2 km a uklání se pod úhlem 50–70° k SSV. Další tělesa u Alšovic, Pulečného a Kopanin jsou co do mocnosti i délky menší (mocnost několik metrů, délka desítky až první stovky metrů. Na jv. okraji Pulečného byl zjištěn slepý kontaktní dvůr ve fylitech, který je také pravděpodobně způsobem podpovrchovým tělesem ultrabazické horniny. Převážně poikilitickým chloritem tvořené oblé pseudomorfózy po kontaktním minerálu dosahují místy až 1,5 cm a jsou silně protažené pozdější deformací během následujících fází regionální metamorfózy. Relikty kontaktních projevů (plodové břidlice, skvrnité břidlice), popsané již Fediukem (1962), dokládají, že ultrabazika patří k nejmladším projevům magmatismu, spjatým s vývojem železnobrodského vulkanického komplexu (Patočka et al. in print). Přesto i kontaktní plodové břidlice, stejně jako samotný serpentinizovaný pikrit podlehl intenzivní deformaci ve facii zelených břidlic. V žádném případě je tedy nelze považovat za posttektonická intruzíva. 
Serpentinizované pikrity jsou středně až hrubozrnné porfyrické horniny, svým složením odpovídajícím ultrabazickým horninám (viz tab. 4). Skládají se z narůžovělých poikilitických augitických klinopyroxenů (které dosahují velikosti až 0,7 cm), olivínu, (pseudomorfovaného serpentinem a tremolitem), žlutozeleného chromem bohatého chloritu, tremolitu, serpentinu, magnetitu a pyrrhotinu. Fediuk (1962) uvádí i drobná zrna hnědého amfibolu.
V původní hornině kromě klinopyroxenu tvořily vyrostlice i olivíny, jejichž tvar zůstává i po přeměně zachován. Jejich množství v původní hornině lze odhadovat na 50–60 %. Na rozdíl od olivínu, část klinopyroxenů zůstává zachována, i když složení i tvary zrn byly ovlivněny metamorfními procesy. Podíl klinopyroxenových vyrostlic činí mezi 10–30 %. Matrix tvoří agregáty žlutozeleného chloritu (Cr-chlorit), jemnozrnné agregáty serpentinu (antigoritu) a poněkud větší čiré dlouhé sloupce až jehličky tremolitu. Rudní minerály, především magnetit a pyrrhotin, jsou zastoupeny jednak v podobě hypidiomorfních až idiomorfních zrn, jednak ve formě jemně rozptýlené substance v základní hmotě.
Při okrajích tělesa, např. v lese u státní silnice j. od Loužnice, je hornina silně deformována a rekrystalována. Představuje dobře foliované aktinolitické břidlice s několika relikty poikilitických pyroxenů v rámci výbrusu.
Obsah magnetitu se projevuje vysokou magnetickou susceptibilitou, proto tělesa serpentinizovaných pikritů vytvářejí kladné magnetické anomálie a jsou dobře sledovatelné i v magnetickém poli. Na puklinách serpentinizovaného pikritu vznikají amfibolové azbesty, které byly předmětem průzkumu.
Geochemicky představují serpentinity ultrabazické horniny (SiO2 42 %, MgO 26–28 %), složením a zejména distribucí vzácných zemin blízké metagabrům, která mají poněkud vyšší obsahy SiO2 (46–48 %) a nižší obsahy Mg. Diferencované křivky vzácných zemin (Ce/Yb ~ 5,0) se podobají s výjimkou nabohacení Cr (až 1 300 ppm) distribuci ve vnitrodeskových bazaltech. Nelze je proto považovat za primitivní plášťové peridotity, ale diferenciáty pláště podobné řadou znaků barrandienským pikritům a pikrobazaltům (Patočka et al. 1993).
  
34    Amfibolizované pyroxenické metagabro. Tvoří drobná čočkovitá tělesa, deformací protažená v SZ–JV směru na silně tektonizovaném kontaktu mezi pokrývačskými fylity a chlorit-sericitickými fylity s příměsí tufu (38). Maximální nepravá mocnost tělesa v zářezu silnice v Loužnici dosahuje až 120 m. Prostorově i geochemicky jsou tělesa metagaber spjata s žilami serpentinizovaných pikritů a pyroxenem bohatých metadoleritů, místy s přechody až do gabroidních hornin s gabroofitickými strukturami a slabě vyvinutou foliací. Metagabra představují masivní šedozelené až černozelené středně zrnité až hrubozrnné horniny, místy s hrubozrnnými partiemi, kde velikost amfibolů přesahuje i 1 cm. Mají obvykle nevýrazně vyvinutou foliaci, místy jsou až všesměrné. Tyto partie horniny se rozpadají na elipsoidální balvany. Na obou větších tělese u Loužnice a sz. od Radčic lze pozorovat, že okraje jsou jemnozrnnější často až s gabroofitickými strukturami, zatímco středy těles obsahují hrubozrnnější partie s vyrostlicemi pyroxenů a amfibolů, dosahující velikost mezi 0,5 až 1 cm. Rozdíly v zrnitosti jsou navíc místy zvýrazněny pásmy lokalizované deformace, kde jsou ve střižných zónách metagabra přeměněna na chlorit-aktinolitické břidlice (např. v loužnickém tělese).
Složení metagaber je značně závislé na stupni metamorfních přeměn. Většinou obsahují směs minerálů magmatického stádia vývoje a metamorfní rekrystalizace horniny. Méně přeměněné typy, mezi něž patří např. metagabro z lomu sz. od Radčic, obsahují primární magmatický narůžovělý krátce tlustě sloupcovitý klinopyroxen blízký augitu, relikty hnědavého Ti bohatého amfibolu a kostrovité hypidiomorfní krystaly ilmenitu, primární tvary si zachovávají i tlustě tabulkovité živce, které však podlehly saussuritizaci. K metamorfním minerálům, které vznikají při metamorfních pochodech, patří světle zelený uralitický amfibol, vznikající na úkor pyroxenu (v některých typech však mohl být tmavě hnědozelený amfibol i primární součástí horniny), alkalický modrofialový amfibol (crossit) složení, epidot, aktinolitický jehličkovitý amfibol, jehličkovité agregáty stilpnomelanu, chlorit a titanit (leukoxen). Na mikrosondě byly identifikovány i drobné domény, jejichž složení odpovídalo omfacitickému pyroxenu. Metamorfní minerály jsou produktem nejméně dvou metamorfních stádií, staršího stádia metamorfózy, která se odehrávala v podmínkách modrých břidlic a mladší reekvilibrace ve facii zelených břidlic. Pyroxen-amfibolické metagabro sz. od Radčic se skládá až z 30 až 40 % narůžovělého často poikilitického pyroxenu, po trhlinách a po okrajích zčásti amfibolizovaného (světle zelený až modrozelený amfibol, silně pleochroický), který v matrix má často dlouze sloupcovitý vývoj. Podíl amfibolu je mezi 10 až 20 %. Pyroxeny jsou uzavírány všesměrně orientovanými tlustě tabulkovitými albitickými plagioklasy (kolem 30 %), které v deformovaných partiích jsou rekrystalovány v mozaiku velmi jemnozrnných zrn, jejichž růst však sleduje původní krystalografické plochy. V plagioklasech je uzavíráno značné množství jehliček aktinolitického amfibolu a xenomorfní agregáty epidotu (až 5–7 %). Kostrovité ilmenity jsou podél lamel leukoxenizovány, uzavírají podobně jako pyroxeny dlouze lišty plagioklasů.
V silněji amfibolizovaných partiích ubývá podílu pyroxenů, roste podíl světle zeleného uralitu, který místy zcela převažuje. Hrubozrnné partie metagabra od Loužnice naopak obsahují více dlouze sloupcovitého amfibolu, reliktů pyroxenu je málo. Živcem bohatší a alkaličtější partie metagabra od Loužnice obsahují více reliktů modrých amfibolů v lemech uralitických amfibolů, velké množství jehličkovitého stilpnomelanu v matrix a vyšší podíl epidotu, který často roste v blízkosti nebo přímém kontaktu s ilmenitem. Zelený chlorit, prorůstající se s jehličkovitým amfibolem, vzniká na úkor starších amfibolů a pyroxenů.
Geochemicky mají metagabra nejblíže k pikritům a některým doleritům. Na rozdíl od pikritů jsou kyselejší (obsahy SiO2 kolem 46 až 48 %), obsahy vzácných zemin se pohybují v řádu mezi 120–140 ppm. Diferenciační trendy vzácných zemin a vybraných stopových prvků jsou však shodné. Jde proto o horniny, které jsou patrně diferenciáty jednoho výchozího magmatu.
  
33    Zelená břidlice,  místy s relikty polštářových láv. Jsou rozšířeny v tektonicky omezeném tělese trojúhelníkovitého tvaru mezi obcemi Držkov a severním okolím Vlastiboře při východním okraji listu. Nejlépe jsou odkryty v s.–j. údolí Kamenice, která v nich vytváří hluboce zaříznuté údolí, místy charakteru až soutěsky, tvořené souvislými skalními výchozy, jejichž výška místy převyšuje i 40 m. Těleso metabazitů v údolí Kamenice, kde je největší nahromadění prokazatelných původně efuzívních bazaltů je součástí železnobrodského vulkanického komplexu v užším slova smyslu (Fediuk 1962). Je sz. výběžkem jedné ze tří větví komplexu, které se sbíhají v oblasti Bozkova. Nalézají se v tektonicky komplikovaném uzlu, kde přechází velká antiklinoriální struktura západní části Železnobrodského krystalinika do velkého synklinoria, které tvoří centrální část podhůří Krkonoš. V podloží i nadloží metabazitů vystupují stejné horniny, převážně různé typy grafit-sericitických fylitů (26), grafitických fylitů s laminami kvarcitu (28), sericitických fylitů (30) a albitických sericit-chloritických fylitů (29) s pestrými vložkami kvarcitů, kvarcitických fylitů a krystalických dolomitických vápenců (24). Gradient deformace stoupá směrem do podloží metabazitů na jeho styku s úzkým pruhem grafitických fylitů s laminami kvarcitu (28). Z tohoto důvodu je styk podložních fylitů a opakování sledu mladší pestré sedimentární jednotky (ponikelské) interpretováno jako dílčí násun železnobrodského vulkanického komplexu k SZ přes horniny mladší jednotky. Tektonický transport jednotky k Z až SZ je možno doložit na protažení polštářů láv (hrad Navarov), u nichž poměry os x a z deformačního elipsoidu dosahují až 10 : 1 a zbřidličnatěním láv při bázi komplexu na Z, zatímco ve stratigraficky vyšších partiích komplexu bývají často zachovány primární texturní znaky láv (polštáře, lávové brekcie).
Zelené břidlice jsou masivní až tlustě lavicovité šedozelené jemnozrnné horniny (velikost zrna, občasně s různě zachovalými relikty původních magmatických textur (amygdaloidní, brekciovité, polštářové). Stupeň jejich zachování je závislý na stupni metamorfních přeměn a s nimi spjaté deformace. Méně často se zachovávají primární magmatické struktury (např. ofitická). Příklady jejich zachování jsou z jižnější části vulkanického komplexu s. od Pelechova mimo list mapy. Základní minerální asociaci metabazitů tvoří albit, chlorit, epidot, titanit, aktinolit, křemen a ruda. Při okrajích komplexu, v asociaci s fylity a krystalickými vápenci bývají přítomny i zelené břidlice s karbonátem (okolí Jesenného), kde je karbonát podstatnou součástí základní hmoty. Všudypřítomný rudní pigment, ojediněle ve formě i větších hypidiomorfních zrn, je zastoupen především ilmenitem, magnetitem a pyritem.
Horniny jsou složeny z porfyroblastů albitu (do velikosti 0,3 mm), které tvoří až 40 % horniny a hypidiomorfního epidotu. Jemnozrnnou matrix, (velikost lupínků v setinách mm) slabě usměrněnou tvoří agregáty hnědozeleného chloritu, prorůstající se s nepříliš hojnými drobnými jehličkami aktinolitu, které evidentně zčásti pseudomorfují původní tmavé minerály (30 %). Někdy může chloritická matrix s aktinolitem převažuje nad albitem a jinými porfyroblastickými minerály V matrix jsou ještě drobná nepravidelná zrna epidotu (10–20 %), špačkovité krystalky titanitu a zrna rudy (do 5 %). V některých vzorcích je přítomen křemen, který spolu s chloritem a epidotem vyplňuje pravděpodobně původní mandle a kalcit, který vyplňuje žilky, či tvoří průběžné pásky. Ve více deformovaných úsecích se vytváří břidličnatost daná protažením chloritu a aktinolitu i reorientací blastů albitu, který rekrystalizuje na mozaiku drobných zrn. Aktinolit je přítomen v tmavších nezbřidličnatělých varietách metabazitů. Ve vápníkem chudých varietách bývá přítomen i rutil.
  
32    Mylonitizovaný metagranit. Je severojižně protažené těleso při jižním okraji mapy na levém břehu Jizery v Líšném. Vystupuje uvnitř seriticit-chloritických fylitů starší jednotky. Horniny tohoto tělesa byly dříve interpretovány jako droby a arkózy (Kettner 1921; ; Roth 1947). Kodym – Svoboda 1948) je považují za devonskou kaledonskou molasu, Chaloupský et al. 1989 za bazální konglomeráty svrchní části radčické skupiny.
Tato hornina je reinterpretovaná jako různě intenzivně fylonitizovaný metagranit, které v centrálních partiích tělesa má zachovány porfyroklasty původně mikroklinu o velikosti až 4 cm, většinou však zaoblené při deformaci a rekrystalizaci. Při okrajích tělesa je během deformace původní struktura horniny zcela zastřena mylonitizací. Živce se rozpadají na fylosilikáty, které tvoří převážnou část horniny. V ultrajemné mylonitické až fylonitické matrix plavou ojedinělé zbytky tvrdších minerálů (rekrystalovaná zrna křemene), zbytky živců. Dekompozicí živců často dochází k situaci, že křemen se v průběhu deformace stává deformačně tvrdším minerálem než živec, který je chemicky zcela destruován.
Hornina se skládá z reliktních porfyroklastů (od mm do cm velikosti), které tvoří nejčastěji albitem šachovnicovitě zatlačovaný mikroklin, plagioklas (albit) a křemen, převážně rekrystalizovaný v čočkovité agregáty drobnějších zrn. Akcesoricky jsou přítomna drobná zrna rudy. Poměr porfyroklastů k mylonitické matrix složené ze submikroskopických agregátů slíd, ojedinělého chloritu a křemene může výrazně kolísat v závislosti na stupni mylonitizace. V extrémních případech je ve výbruse zachováno jen několik většinou deformací zaoblených zrn živců a čočkovitých agregátů křemene.
  
31    Metaryolit a  ryolitový metatuf. Tvoří k východu ukloněné několik desítek metrů mocné těleso j. od Držkova uvnitř převážně metabazitového železnobrodského komplexu. Nejde tedy o bazální kvarcity ponikelské skupiny, jak byly interpretovány Chaloupským et al. 1989. Střídání lavicovitých až deskovitých těles kyselých a metavulkanitů, případně jejich tufů lze nejlépe pozorovat na výchozech v okolí kóty Skalice, j. od Držkova.
Jde o velmi jemnozrnnou felzitickou horninu složenou z velmi jemnozrnného křemene a albitu o průměrné velikosti zrna kolem 0,01–0,02 mm, sericitu, biotitu, a rudního minerálu zastoupeného hypidiomorfními či idiomorfními obdelníkovitými průřezy pyritu. Matrix tvoří až 80 % horniny. V ní jsou zachovány jen ojediněle původní vyrostlice tabulkovitých albitů a křemene, které místy dosahují až několika desetin mm. Křemen původních vyrostlic vytváří větší subzrna než v matrix. Nepříliš výraznou foliaci zvýrazňují lupínky reliktního biotitu a sericitu (do 10 %), který patrně rostl na úkor živců a biotitu během metamorfních pochodů. Při okrajích tělesa často přecházejí do smíšených původně vulkanosedimentárních hornin dnes bohatých chloritem a chloritoidem, vytvářejícím často růžicové agregáty. Ve více deformovaných a rekrystalovaných typech je chloritoid často zcela pseudomorfován chloritem a nebo krenulačně zvrásněn.
Vysoké obsahy vzácných zemin (které jsou u kvarcitů naopak nízké), výrazně diferencované křivky vzácných zemin, hluboké negativní Eu anomálie a ploché křivky těžkých vzácných zemin jsou dokladem, že horniny jsou produktem magmatické diferenciace a ne horniny sedimentární. Z geochemie vyplývá, že jde o extrémní diferenciáty bazických magmat na rozdíl od metagranitů a porfyroidů z okolí, které vznikaly převážně tavením kontinentální kůry.

Ponikelská skupina 
      (ordovik, silur – sp. devon)

Horniny mladší jednotky B vystupují při kontaktu železnobrodského krystalinika s krkonošsko-jizerským plutonem resp. tanvaldským granitem v severní části listu, v úzké sevřené překocené synklinále mezi Loužnicí a Vlastiboří a v drobnějších výskytech při jižním a západním okraji listu u Železného Brodu a sz. od Frýdštejna (viz obr. 1-2). Jsou reprezentovány především šedými sericitickými fylity (28), grafitickými fylity s laminami kvarcitu (26) a pestrými vložkovými horninami mezi než patří zejména kvarcity (24), kvarcitické fylity (25) a dolomitické mramory (22). Méně často jsou zastoupeny vložky bazických hornin, přeměněné v kontaktní zóně na epidotické amfibolity (21) a albitické fylity (27) a fylonitizované metagranity (tělísko sz. od Frýdštejna). Od starší jednotky, charakterizované vysokým podílem vulkanického materiálu v původních sedimentech se liší jeho podstatně menším zastoupením. Sled tvoří především metamorfované sedimentární horniny bez výraznějšího podílu vulkanické příměsi s vložkami mramorů a kvarcitů, které chybí v jednotce starší.
Litostratigrafické vztahy obou jednotek lze řešit s vysokým stupněm spolehlivosti pouze v zaříznutém údolí Kamenice mezi Plavy a Bohuňovskem, kde plochý úklon těles dovoluje sledovat přechod z podložních hornin vulkanického komplexu do nadložích grafitických a sericitických fylitů s vložkami vápenců jednotky mladší. Tato pozorování, byla pak aplikována i na oblast blízko kontaktu s krkonošsko-jizerským plutonem, kde v důsledku násunu železnobrodského komplexu a zvrásnění podložních hornin se tytéž horninové asociace dostávají do strukturního podloží hornin železnobrodského komplexu i fylitů starší jednotky radčické. Dokladem podporujícím tuto představu jsou i izolované relikty mladší jednotky u Čížkovic a zejména na hřbetu mezi Pelíkovicemi a sz. okolím Frýdštejna (na list mapy zasahuje jen nejvýchodnější část toho pruhu). V dřívějším pojetí Chaloupského et al. 1989 byly tyto přes litologickou i metamorfní shodu řazeny do starší střednoproterozoické velkoúpské jednotky.
  
30    Sericitický a chlorit-seritický fylit. Je šedavé až zelenošedé barvy a tvoří základní horninu mladší jednotky. Největší rozšíření má v pruhu podél kontaktu s tanvaldským granitem, obsahuje vložky kvarcitů, kvarcitických fylitů grafitických fylitů, epidotických amfibolitů a albitických fylitů. V oblasti mezi Velkými Hamry a Pěnčínem se zastupuje s šedočernými grafitickými fylity se světlými laminami kvarcitu. Směrem ke kontaktu se postupně zvyšuje krystalinita slíd, přibývá vložek sekrečního křemene a objevují se nejprve plodové břidlice. V blízkosti kontaktu v závislosti na proměnlivém úklonu tělesa tanvaldského granitu, který zapadá k jihu, jsou fylity přeměněny až na poměrně masivní, ale foliované a často páskované biotit-cordierit-andalusitické rohovce, v nichž růst kontaktních minerálů z větší části sleduje preexistující strukturní plochy. Stupeň rekrystalizace rohovců je také závislý na koncentraci hliníku, Fe, Mg a alkálií v původní hornině. Proto křemenem bohaté laminované fylity mezi Zásadou a Maršovicemi jsou i v blízkosti kontaktu pouze slabě rekrystalovány.
Sericitický  a chlorit-sericitický fylit jsou jemnozrnné horniny složené ze sericitu, křemene, chloritu, albitu a rudních minerálů (nejčastěji ilmenitu a pyritu), akcesoricky bývá často přítomen šedozelený turmalín. V křemenem bohatších páskovaných či laminovaných fylitech (až kvarcitických fylitech a kvarcitech) se objevují radiálně paprsčité agregáty či větší porfyroblasty chloritoidu. Množství hlavních minerálů tj. sericitu a křemene významně kolísá. Zastoupeny jsou typy, kde převažuje zcela velmi jemnozrnný sericit (80–90 %), křemen je zastoupen pouze jako vedlejší minerál (do 10 %). Naopak existují i přechody do kvarcitických fylitů, v nichž křemen tvoří průběžné pásky. V těchto horninách podíl křemene převyšuje 50 %. Podobně proměnlivý je obsah albitu. V některých fylitech zcela chybí, v silně deformovaných a rekrystalovaných typech, kde slídy vytvářejí souvislé proužky a horniny připomínají již jemně lepidoblastické svory, je přítomno až 20 % většinou rotovaných albitových porfyroblastů do 0,3 mm velikosti. V slídou bohatých typech fylitů bývají přítomny často dva foliační systémy, starší podél něhož jsou protaženy slídy i ruda, je protínán mladšími plochami, které tvoří osní plochy krenulačních vrásek.
Muskovit je v hornině většinou ve dvou zrnitostních frakcích, jednak jemnozrnný v matrix a ve formě krátce lupenitých lepidoblastů, často šikmě orientovaných k hlavní foliaci. Chlorit se vyskytuje jednak ve formě jemnozrnných agregátů prorůstajících se sericitem, jednak ve formě větších porfyroblastů, často orientovaných šikmo k hlavní foliaci. Křemen buď vytváří v sericitické kaši rozptýlená zrna do 0,0X mm, nebo je koncentrován v čočkovitých polykrystalinních útvarech, případně u fylitů bohatších křemenem v téměř monominerálních páscích, pouze s minimem slíd v matrix.
  
29    Albitický sericit – muskovit -  chloritický fylit. Je nazelenalé barvy, většinou se projevuje výraznější krystalinitou slíd, přítomností až 2 mm oček albitu a vyšším podílem chloritu. Foliace je deformována růstem syntektonických porfyroblastů albitu. Horniny proto nabývají až svorového vzhledu. Albitické fylity tvoří většinou vložky v běžných sericitických fylitech. Větší tělesa byla zjištěna pouze severně od Zásady a j. od Plavů, kde vytvářejí složitě provrásněnou brachysynklinálu Mikšovy hory. Blastézu albitu lze však pozorovat i v blízkosti tektonické hranice mezi jednotkou A a B (např. v j. okolí Kokonína, j. od Pěnčína).
Hornina je složena z křemene, chloritu, albitu, muskovitu a rudy. Akcesoricky bývá přítomen i šedozelený silně pleochroický turmalín. Většinou je hornina významně páskovaná, střídají se pásky chlorit-sericitické s porfyroblasty albitu s pásky bohatšími křemenem, kde albitových porfyroblastů není tak veliké množství. Na rozdíl od sericitických fylitů dosahuje velikost slídových a chloritových lupínků, často zprohýbaných kolem syntektonických porfyroblastů albitu až 0,2 mm. Slídy tvoří dokonaleji individualizované často až hypidiomorfní lupínky. Spolu se sytě zeleným chloritem také rostou ve velmi asymetrických tlakových stínech za albitovými porfyroblasty. Albitové porfyroblasty rostly minimálně ve dvou etapách. Starší rudou pigmentovaná jádra se sigmoidálně prohnutými inkluzemi rudy, jsou obrůstána čirým albitem. Na styku obou částí zrna se jsou opět nahloučeniny grafitického a rudního pigmentu. V blízkosti kontaktu s tanvaldským granitem se v muskovitických páscích objevují i xenomorfní biotity kontaktního původu. Rovněž křemen tvoří větší zrna. Průměrná zrnitost se pohybuje kolem 0,04–0,06 mm. Různé tvary a velikosti zrn a charaktery hranic subzrn ukazují na uplatnění několika různých deformačních mechanismů.
  
28    Grafitický chlorit-sericitickýá fylit s laminami kvarcitu. Je šedočerná až černá světle laminovaná hornina, která je rozšířena v jádře překocené a silně stlačené synklinály v tektonickém podloží hornin železnobrodského komplexu mezi Vlastiboří a Plavy. Menší tělesa těchto fylitů se střídají se sericitickými fylity (30) v okolí Pěnčína. Grafitické fylity s laminami kvarcitu místy přecházejí do grafit-sericitických fylitů (26). Přibýváním lamin kvarcitu přecházejí místy až do několikametrových čoček kvarcitických fylitů (27) nebo sericitických kvarcitů (24).
Grafitický fylit s laminami kvarcitu se skládá z křemene, sericitu, chloritu, grafitické příměsi a rudního minerálu. V některých typech jsou přítomny rovněž až 0,3 mm velká očka albitu. Tmavé pásky tvořené převážně sericitem s příměsí chloritu a místy až souvislými polohami nebo mázdrami grafitické substance se střídají většinou s 1 mm až 2 mm mocnými laminami tvořenými převážně mozaikovitě uspořádanými izometrickými nebo jen slabě zploštělými zrny křemene o průměrné velikosti kolem 0,04–0,06 mm pouze s malou příměsí slíd, případně chloritu. Čočkovité polykrystalické agregáty křemene se občasně vyskytují i zámcích zvrásněných slídových poloh.
  
27    Sericitický kvarcitický fylit. Je šedavá, hustě foliovaná hornina s četnými čočkami sekrečního křemene, v nichž pásky kvarcitického složení se střídají s tenčími, místy až neprůběžnými polohami tvořenými převážně submikroskopickým sericitem. Hlavními minerály horniny jsou křemen a sericit, v podružném množství je zastoupen chlorit a rudní minerál. Kvarcitické fylity tvoří několik metrů mocné vložky v sericitických fylitech sz. od Pěnčína nebo přechodně se střídají s kvarcity (okolí osady Hutě v. od Pěnčína). Vzhledem ke své větší odolnosti vůči okolním fylitům vytvářej až více než sto metrů dlouhá pásma skalek na okraji Krásné.  
  
26    Grafit-sericitický fylit. Je sericitem a grafitickou substancí bohatý černý mazlavý fylit, který se od grafitického fylitu s laminami kvarcitu liší nižším podílem křemene. Představuje tedy původně jílovitější vložky uvnitř souvrství laminovaných grafitických fylitů s kvarcitickými laminami. Typické příklady tohoto typu fylitu se vyskytují v zářezu lesní cesty do Zlatníků na jz. okraji Velkých Hamrů. Většinu objemu horniny tvoří intenzivně detailně provrásněný sericit s velkým množství grafitických inkluzí, které se místy slévají do průběžných pásků. Křemen je přítomen v ojedinělých většinou neprůběžných páscích či čočkovitých útvarech. Hornina se vyznačuje i vysokým obsahem rudních minerálů, jednak v podobně jemně rozptýleného pigmentu, jednak ojedinělých velkých hypidiomorfních zrn.
  
25    Sericitický kvarcit. Světle šedožlutá, nevýrazně břidličnatá hornina, složená převážně z křemene, jehož množství dosahuje až 80–90 %, příměsi sericitu a akcesoricky zastoupeného chloritu, albitu a rudních minerálů. Tvoří od několika dm do několika m mocné vložky a až stovky m dlouhé vložky v sericitických fylitech nebo grafitických fylitech s laminami kvarcitu. V severovýchodním okolí Držkova jsou tyto kvarcity těsně prostorově spjaty s tělesy světle šedých krystalických vápenců. Polohy čistých kvarcitů mohou v rámci jednoho výchozu přecházet do slídnatějších a intenzivněji foliovaných kvarcitických fylitů. Místy jsou silně prostoupeny žilami křemene. Velikost zrn křemene v křemenných agregátech a páscích se pohybuje v rozmezí od 0,02 do 0,1 mm. Zvláštním typem jsou jednak metakonglomeráty s chloritoidem (Strážný), jednak kvarcity s velkými porfyroblasty růžicovitě prorostlých chloritoidů (místy dosahujících délky až 1 cm), které se vyskytují v blízkosti přechodu vulkanitů železnobrodského komplexu do nadložních metasedimentů mladší jednotky nebo přímo v horninách vulkanického komplexu (sz. od kóty Skalice u Držkova). Byly zjištěny na řadě míst při východním okraji u Haratic, jižně od Držkova v údolí Kamenice v blízkosti tělesa kyselých metavulkanitů. Pro nepatrné mocnosti nemohly být do mapy zaneseny. Makroskopicky šedozelený, chloritoid je místy částečně nebo zcela pseudomorfován chloritem. Chloritoidy mají výbornou přednostní orientaci ve směru V–Z. Patří spolu s fengitickým muskovitem a paragonitem, jehož přítomnost byla zjištěna na mikrosondě, k starší minerální asociaci, která je produktem HP nízkoteplotního stádia.
  
24    Dolomitický krystalický vápenec. Je modrošedá až bělošedá jemně krystalická hornina, nevýrazně foliovaná, zejména v případě masivnějších a hruběji rekrystalovaných světlých typů. Tvoří několik m mocné polohy v těsném nadloží metabazitů železnobrodského komplexu u Držkova (klasický profil popsaný Fediukem 1962) a ve složitě zvrásněné struktuře v údolí Kamenice mezi Držkovem a Plavy. Větší tělesa mramorů vázaná na metavulkanity železnobrodského komplexu lze sledovat mimo list mapy od Bohuňovska až do okolí Bozkova. Na výchoze sv. od Držkova se místy vyskytují i páskované typy, žlutě navětrávající dolomitické partie se střídají se světlými krystalickými vápenci. Texturně velmi připomínají páskované tzv. „zebra limestones“ z Wojciezsova v Kaczawských horách.
Mramory jsou jemnozrnné až středně zrnité. Jsou tvořeny převážně zrny kalcitu a dolomitu, v akcesorickém množství se vyskytuje jemně rozptýlený grafitický pigment, rudní minerály a křemen, který proniká podél mikrotrhlinek mezi zrny. Velikost zrna se pohybuje od setin mm do 0,3 mm. Nejčastěji se vyskytují zrna o velikosti kolem 0,06–0,1 mm. Vzájemné vztahy zrn ukazují, že růst zrn probíhal ve více etapách. Drobnější zrna jsou slabě narůžověle zakalená a obsahují množství jemného pigmentu.
  
23   Zelená břidlice v kontaktní zóně  tanvaldského granitu přeměněná na rohovec. Vzniklý přeměnou v kontaktní zóně, tvoří drobná tělesa patrně několikametrové mocnosti a délky v řádu prvních stovek metrů v kontaktní zóně krkonošsko-jizerského plutonu. Největší koncentrace těchto vložek je v okolí osady Zadní Zbytky jz. od Velkých Hamrů, vyskytují se však i na levém břehu Kamenice ve stráni nad řekou v místní části Svárov.
Bazické kontaktně metamorfované horniny jsou jemnozrnné, zelenočerné nebo šedozelené, deskovitě odlučné, ve výbruse s převážně výraznou planárně lineární stavbou. Makroskopické úlomky jsou masivní. Dominantním minerálem je dlouze sloupcovitý světle zelený amfibol (až 70 % horniny), který je místy zcela pseudomorfován dlouze tence sloupcovitými agregáty aktinolitu. Zrna původního minerálu dosahují velikosti kolem 0,1–0,25 mm. Jehlicovitá zrna aktinolitu, pseudomorfující původní vyrostlice, vytvářejí často radiálně paprsčité nebo snopkovité agregáty. V podřízeném množství se vyskytuje plagioklas (oligoklas až andesín do 20 %), epidot a titanit, vznikající leukoxenizací ilmenitu, který vytváří silně deformovaná a rozpukaná zrna o velikosti až 0,3 mm. Jde patrně o horniny, které byly Gränzerem označovány jako jadeitity.
  
22    Mylonitizovaný porfyroklastický metagranit. Je horninou světle žluté až okrové barvy. Její habitus a struktura se mění v závislosti na stupni deformace. V případě zachování původní porfyrické struktury mohou být zachovány až 5 cm velké hypidiomorfní, nebo deformací zaoblené porfyroklasty živců (patrně původně mikroklinu), většinou se však velikost těchto porfyroklastů pohybuje v rozmezí 1–3 cm. Velké porfyroklasty draselného živce uzavírají množství drobnějších zrn křemene a hypidiomorfní plagioklasy, z větší části však sericitizované. Porfyroklasty křemene jsou buď silně deformovaná monokrystalická zrna o velikosti až několik desetin mm, s výrazně vyvinutými deformačními pásy, silně undulózně zhášejícími nebo dlažbovitě rekrystalovaná polykrystalická zrna, jejichž průměrná velikost zrn se pohybuje kolem 0,04–0,06 mm. V případě vyšší intenzity deformace, kdy většina živců je nahrazena jemnozrnnou mylonitickou kaší, naopak zůstává stabilním minerálem křemen, jehož rekrystalovaná zrna a silně zploštělá zrna dosahují velikosti až do 1 cm. Matrix je dynamofluidální, tvořená téměř souvislými pásky provrásněného sericitu a čočkami nebo pásky jemnozrnného křemene (velikost zrn do 0,03 mm) prorůstajícího se s jemnými šupinkami slíd. Podíl matrix vůči vyrostlicím je velmi proměnlivý v závislosti na stupni deformace horniny.
Výběžek tělesa tohoto metagranitu se vyskytuje při západním okraji mapy. od Frýdštejna. Porfyrický metagranit je srovnatelný s jinými tělesy metagranitů rozptýlenými po celém krkonošsko-jizerském krystaliniku. 
 
Svrchní paleozoikum

KRKONOŠSKO-JIZERSKÝ masiv.
Na základě terénních kritérií (velikosti, množství vyrostlic K-živce, zrnitosti základní hmoty a intrusivních kontaktů) vymezil J. Klomínský (1969, 1997) v rámci české části plutonu několik horninových typů (obr. 2-1):
G1 – výrazně porfyrický, biotitický granodiorit (jizerský)
G2 – porfyrický biotitický granit (liberecký)
G3 – středně zrnitý biotitický granit (harrachovský)
G – drobnozrnný biotitický granit (krkonošský)
F – porfyrický drobnozrnný mesokrátní amfibol-biotitický granodiorit (fojtské hybridní granitoidy)
D – středně zrnitý leukokrátní muskovit-biotitický až biotitický granit (tanvaldský).
 
Na základě terénních kritérií jak Klomínský (1969) tak i Kvičínský (1982) vymezili v tanvaldském granitu jeden základní horninový typ – středně zrnitý muskovit-biotitický alkalicko-živcový granit s leukokrátní a převážně biotitickou, nevýrazně porfyrickou facií při okrajích intruze. V rámci mapového listu Jablonec n. N. je zastoupen liberecký granit a obě facie tanvaldského granitu.
Regionální šlichová prospekce České republiky je citlivým diskriminátorem mezi jednotlivými geologickými jednotkami a tělesy (Abraham et al. 2000).V rozsahu mapového listu krkonošsko-jizerský pluton ostře kontrastuje ve složení těžkých minerálů jak vzhledem k jeho krystalinickému okolí tak i uvnitř vlastního plutonu. Andalusit a granát prakticky chybějí na území libereckého granitu a jsou naopak charakteristickými minerály na území dvojslídného tanvaldského granitu. Naproti tomu titanit,zirkon,a scheelit na území tanvaldského granitu chybějí a jsou hojně zastoupeny v libereckém granitu.
Svrchnokarbonské stáří je potvrzeno radiometrickým datováním dosud jen pro horniny řady G1–G (304–293 K/Ar, 292 Rb/Sr, 304±14 207 Pb/206Pb, Pin et al 1987, Kröner et al. 1994). Terénní pozorování intruzívních kontaktů mezi jednotlivými horninovými typy svědčí o jejich následující sukcesi (od nejstarších po nejmladší): tanvaldský granit – fojtské hybridní granitoidy – jizerský granodiorit – liberecký granit – harrachovský granit – krkonošský granit, přičemž časové rozdíly jejich stáří nemohou být zatím blíže definovány.
 
21    Středně zrnitý dvojslídný alkalicko-živcový granit (tanvaldský). Je nejběžnějším horninovým typem tanvaldského granitu. Ve svém typickém vývoji je nejlépe odkryt ve skalních výchozech na hřebenu Černé Studnice a činném lomu na západním úbočí tohoto hřbetu (geologická lokalita č. 8). Je to stejnoměrně zrnitá, světlá hornina pleťově nažloutlé barvy a střední velikosti zrna. Je složena v podstatě z draselného živce (hlavně pertitického mikroklinu) kyselého plagioklasu (An do 05), křemene, biotitu a muskovitu. V akcesorickém množství jsou zastoupeny granát, andalusit, apatit, zirkon, ilmenit, magnetit, turmalín a titanit. Pouze turmalín (schorl) tvoří střed ojedinělých pegmatitických hnízd do velikosti několika centimetrů. Křemen tvoří velká našedlá a čirá agregátová zrna.která výrazně undulózně zhášejí. Muskovit ve většině případů převládá nad biotitem. Biotity mají v tanvaldském granitu odlišný charakter od biotitu libereckého granitu. Jeho hypidiomorfní šupinky velikosti 1–3 mm jsou obvykle obklopeny muskovitem. Chybí zde chloritizace, typická pro liberecký granit. Biotit tanvaldského granitu leží v poli siderofylitu a lepidomelánu. Pro anomální obsah lithia (3.80 % hmot. Li2O) paří tato slída do skupiny Li-slíd.
Procentuální zastoupení hlavních horninotvorných minerálů je dosti proměnlivé. V příčném s.–j. profilu napříč tanvaldským granitem se granit bohatší muskovitem a živci vyskytuje v hřebenové části intruze a při jejím jižním kontaktu. Tanvaldský granit se v průměru skládá z 39,9 % draselného živce, 30,7 % křemene, 22,2 % plagioklasu, 3,5 % muskovitu a 2,5 % biotitu.
Struktura tanvaldského granitu je většinou granitická. Textura je všesměrná bez známek přednostní orientace.Hornina místy obsahuje jemnozrnné všesměrně zrnité biotitické xenolity decimetrové velikosti.
V endokontaktu tanvaldského granitu jižně od Tanvaldu (geologická lokalita č. 15) je zastoupen pleťově žlutý, leukokrátní , drobnozrnný, dvojslídný granit s lokálně vyvinutou greisenizací. Hrubě slídnatý hematitizovaný greisen tvoří zde čočkovité ložní polohy o mocnosti až několika decimetrů.
 
20    Středně zrnitý nevýrazně porfyrický dvojslídný alkalicko-živcový granit (tanvaldský). – Vystupuje na povrch v několika výchozech (na typové lokalitě 7 a v četných balvanech na severním svahu Černé Studnice. Tvoří několik set metrů širokou zónu při severním kontaktu tanvaldského granitu. Hornina je leukokrátní, ale obsahuje hojné drobné uzavřeniny a shluky, tvořené hrubě zrnitým biotitem.Tyto nehomogenity mohou representovat rekrystalované restity hornin krystalinického pláště tanvaldského granitu. Hornina z typové lokality č. 7 v obci Nová Ves n/N má světle pleťovou barvu a středně zrnitou až hrubozrnnou granitickou texturu s vyrostlicemi draselného živce stejné barvy zpravidla do velikosti 3 cm.

 
 Obr. 2-1. Ternární diagram Q – Or+Ab – Plag modálního složení tanvaldského, libereckého a fojtského granitu včetně uzavřenin v tanvaldském granitu.
 
V minerálním složení se hlavně uplatňuje draselný živec, alkalický plagioklas (An 08–05), undulózní křemen a biotit s podřízeným množstvím muskovitu. Hornina pravděpodobně representuje hlubší nivó okraje intruze tanvaldského granitu. Vyplývá to z chemického složení, ze zvýšeného obsahu hořčíku, vápníku, železa a nízkého obsahu těkavých složek (Li,F,Rb).
  
19    Hrubě zrnitý porfyrický biotitický granit (liberecký). Tvoří vlastní interiér krkonošsko-jizerského plutonu. Na povrch vystupuje v podloží výrazně porfyrického granodioritu (jizerský granodiorit), zejména v depresních částech plutonu a při jeho jižním okraji. V typickém vývoji se vyskytuje v okolí Jablonce n. N. (geologická lokalita 5), Smržovky (geologická lokalita 9) a Horní Nové Vsi n/N. Liberecký granit zde tvoří početné balvanité výchozy a v podstatně čerstvějším stavu je zastoupen v četných opuštěných lomech.
V čerstvém stavu je to narůžovělá hornina. Tento celkový barevný dojem vyvolávají vždy růžové vyrostlice draselného živce, které zaujímají až 1/2 pozorované plochy. Jejich tvar je obvykle krátce sloupcovitý. Řezy největších vyrostlic dosahují rozměrů 3x2 cm. Pouze v těsné blízkosti kontaktu s tanvaldským granitem v rozsahu několika metrů liberecký granit přechází ve středně zrnitý biotitický granit bez vyrostlic draselného živce. V hrubozrnné nebo středně zrnité (5–10 mm) základní hmotě je vedle draselného živce zastoupen plagioklas, křemen, biotit, častý chlorit, amfibol, muskovit a akcesorický zirkon, apatit, titanit, ortit, a magnetit. Křemen i biotit jsou tvořeny agregáty volně seskupených jedinců. U křemene je velikost těchto agregátů obvykle v rozmezí 5 až 10 mm zatímco agregáty biotitu dosahují velikosti 3–5 mm.Vyrostlice plagioklasu jsou u této horniny přítomny jen ojediněle.Tvoří obvykle hypidiomorfně omezená oscilačně zonální zrna tlustě tabulkovitého tvaru o velikosti do 1 mm. Složení obvykle sericitizovaných jader plagioklasu je An30–38. Bazicita jejich okrajů je An12–05. Plagioklasy složením odpovídající albitu tvoří s křemenem často agregáty mezi vyrostlicemi draselného živce.
Textura horniny je vždy všesměrně zrnitá. Struktura je porfyrická až porfyrovitá s nestejnoměrně zrnitou základní hmotou.
  
18    Biotitický granitový porfyr. Vyskytuje se na listu Jablonec n/N jen sporadicky, vesměs jako jednotlivé menší balvany nebo úlomky. V zářezu železniční trati ve Střední Smržovce vystupuje strmě ukloněná žíla s vyrostlicemi živce a biotitu v jemnozrnné narůžovělé základní hmotě. Stejného směru je orientovaná žíla mléčného křemene, zjištěná v blízkém železničním zářezu spolu s hydrotermálním prokřemeněním, mylonitizací a hematitizací.
  
17    Aplit. Tvoří žíly různé mocnosti od několika cm do první desítky metrů jak v tanvaldském tak i libereckém granitu. Jsou to vesměs leukokrátní jemnozrnné až drobnozrnné horniny aplitového vzhledu a šedobílé nebo světle růžové barvy. V základní hmotě jsou časté vyrostlice biotitu a křemene, ojediněle se vyskytují i až centimetrové agregáty granátu. Na výchozech se tyto žíly objevují jen sporadicky. Jejich přítomnost je zpravidla indikována četnými balvany v lese nebo na kamenitých haldách při okrajích polí a luk. Největší žíla aolitu o mocnosti přes tři metry je obnažena v korytě řeky Kamenice pod jezem v Tanvaldě.
 
Svrchní karbon - perm 
Mnichovohradišťská pánev.

Horniny svrchního paleozoika vycházejí na povrch v až 500 m širokém pruhu vyvlečeném podél lužického přesmyku v jihozápadním cípu listu mezi Malou Skálou a osadou Anděl Strážce u Frýdštejna a jsou zastoupeny horninami vrchlabského souvrství. Lužický přesmyk je odděluje od železnobrodského krystalinika na severovýchodě. Na jihozápadě se stýkají většinou s tektonicky omezenými, různě nakloněnými až překocenými krami cenomanských pískovců. Lávové proudy jsou pohyby na lužickém zlomu druhotně tektonicky nakloněny k JZ (20–30°). Delší osy vesikul ve svrchních partiích lávových příkrovů, však ukazují na to, že směry toku lávových příkrovů byly spíše východozápadní.
Regionálně náleží pruh k mnichovohradišťské pánvi, skryté pod křídovými uloženinami. Tento úzký pruh tvoří její povrchové propojení s východnější pánví podkrkonošskou.
Horniny svrchního paleozoika na území listu jsou většinou zastoupeny vulkanity bazaltoandezitového až trachytandezitového složení. Tenké polohy pískovců (do 0,5 m mocnosti), oddělující jednotlivé lávové proudy, vystupují v opuštěném lomu jv. od osady Anděl Strážce.
Z oblasti východně od Malé Skály i z vrtů z okolí Hodkovic nad Mohelkou je známo, že vulkanity se střídají s červeně zbarvenými kontinentálními sedimenty – pískovci, slepenci a prachovci. Souhrnná mocnost vulkanických hornin však vždy převyšuje celkovou mocnost sedimentů. Ve vrtu Bč-1, tvoří vulkanity až 80 % všech hornin zastižených vrtem (Středa 1971).
  
16    Vrchlabské souvrství: bazaltandezit, trachytandezit („melafyry“) . Je nejčastěji červenohnědá až nafialovělá, méně již šedá masivní hornina s velkým množstvím vyplněných nebo nevyplněných vezikul (mandlí). Nejlepší příklad charakteru permského vulkanismu poskytuje opuštěný lom u osady Anděl Strážce. Fediuk (1972) zde popsal šest lávových příkrovů, dva z nich jsou odděleny tenkými polohami jemnozrnných laminovaných pískovců. Bazální části jednotlivých proudů jsou většinou masivní bez větších mandlí. Svrchní části lávových příkrovů jsou naopak silně mandlovcovité, ve dvou případech jsou vyvinuty i polštářové lávy. Přítomnost polštářových láv svědčí o tom, že zčásti jde o lávy, které se vylévaly v subakvatickém (jezerním) prostředí. Mandle bývají vyplněny nejčastěji chloritem, karbonátem a odrůdami křemene, podrobněji byly popsány Slavíkem (1941). Mineralogicky zajímavější nálezy různobarevného chalcedonu, achátu pocházejí ze západněji položeného činného lomu Bezděčín, který však je již mimo list mapy.
Petrograficky jsou bazaltandezity a trachytandezity tvořeny vyrostlicemi hypidiomorfních až idiomorfních všesměrně orientovaných lištovitých zonálních plagioklasů (andesín–labradorit), částečně albitizovanými, které mohou tvořit 60–70 % objemu horniny. Prostor mezi lištovitými plagioklasy je vyplněn buď tmavým defitrifikovaným sklem s četnými jehličkami zrnky rudy, jehličkovitými krystalky ilmenitu a shluky leukoxenizovaného titanomagnetitu a světle zeleným chloritem (až 10 %) s inkluzemi rudy, který pseudomorfuje původní tmavé minerály patrně pyroxeny. Podle tvarů lze rozeznat pseudomorfózy po špačkovitých krystalech olivínu, které jsou zcela serpentinizovány. Při okrajích bývají lemovány magnetitem a rezavým hematitem. Akcesoricky je přítomen apatit. Plagioklasy o složení andesínu až labradoritu jsou silně karbonatizovány a někdy i chloritizovány. Druhotný kalcit, který vzniká na jejich úkor je někdy podstatnou složkou horniny (5–10 %). Struktury bazaltandezitů a trachytandezitů jsou velmi proměnlivé v závislosti na množství vulkanického skla v mezostázi, podílu a uspořádání živcových vyrostlic. Vyskytují se struktury poikiloofitické, ofitické intersertální a hyaloofitické. Při vysokém podílu živcových vyrostlic se blíží až strukturám trachytickým. Textury jsou nejčastěji mandlovcovité, méně masivní celistvé, případně sklovité.
  
15    Vrchlabské souvrství: pískovce, prachovce, slepence. Kromě drobných výskytů v lomu Anděl Strážce se na území listu nevyskytují. V širším okolí jsou představovány zejména rudě až fialově zbarvenými oligomiktními slabě vytříděnými slepenci s převahou křemenných valounů, které se střídají s jemnozrnnými, často laminovanými pískovci a prachovci. Petrograficky nebyly blíže studovány.
  
14    Biotitický ryolit. Je světle běložlutá (v případě navětrání felsitické základní hmoty) velmi jemnozrnná, porfyrická hornina s vyrostlicemi křemene a živců a tmavými skvrnkami, které jsou tvořeny xenomorfními agregáty biotitu. Na území listu vystupuje ve dvou malých tělesech, nejspíše žilách nebo silně protažených eliptických přívodních drahách v sericit-chloritických fylitech železnobrodského krystalinika v s. a sz. okolí Dalešic. Její stáří není přesně známo. Svrchnopaleozoické stáří je předpokládáno na základě četných výskytů ryolitů v permokarbonu mnichovohradišťské pánve (okolí Hodkovic nad Mohelkou). Podobná tělesa byla popisována i z krystalinika z okolí Hodkovic Drozenem (1997).
Biotitický ryolit je tvořen felsitickou základní hmotou, složenou z drobných izometrických, místy fluidálně uspořádaných zrnek křemene a živců (průměrná velikost 0,01 mm), vzájemně mikroskopicky neodlišitelných a tenkých lupínků sericitu (příp. jílových minerálů), který vznikl pravděpodobně sekundárně alterací horniny. Základní hmota tvoří 75–85 % veškeré horniny. Zbylá část připadá na hypidiomorfní až idiomorfní vyrostlice křemene, draselného živce i plagioklasu (velikost až 2 mm). Původně vytvářely vyrostlice i amfiboly, které jsou v dnešní hornině téměř zcela zatlačeny biotitem (přítomny pseudomorfózy po bazálních průřezech amfibolu). Amfiboly v hornině se ve větší míře zachovávají jako uzavřeniny ve vyrostlicích plagioklasů (hypidiomorfní až idiomorfní zrna). Větší zrna jsou i zde zatlačována biotitem. Lze předpokládat vícefázovou přeměnu amfibolů z hnědého přes zelený (dlouze sloupcovitý až jehličkovitý amfibol) až na biotit. Ojedinělé jsou pravděpodobně i xenokrysty hypidiomorfního muskovitu (až několik 0,X mm velké).
Křemen tvoří idiomorfní až hypidiomorfní vyrostlice, ojediněle s uzavřeninami drobných tabulek (alterovaných) živců. Vyrostlice plagioklasů jsou zakalené, sericitizované, velmi často se vytvářejí dosti komplikované srostlice. Draselné živce nejsou zpravidla zakalené, často srůstají podle karlovarského zákona.
  
MEZOZOIKUM
ČESKÁ KŘÍDOVÁ PÁNEV - lužický vývoj
Mezozoikum je v jihozápadním cípu listu zastoupeno svrchnokřídovými sedimenty lužické faciální oblasti. Zlomy lužického zlomového pásma je většinou ostře omezují vůči podložnímu permokarbonu. Horniny svrchní křídy jsou přesmykovými pohyby na lužické poruše nakloněny k JZ. Náklon je velmi proměnlivý v závislosti na geometrii průběhu lužické poruchy a litologii hornin podložního permokarbonu. V případě, že podložím jsou tvrdé permokarbonské lávy, jsou úklony křídy až subvertikální nebo překocené (pásmo skal Panteonu u Malé Skály). V případě, že jsou ve větších mocnostech zastoupeny i měkčí sedimenty, bývají úklony střední (20–40°) – východně od Malé Skály po Kozákovský hřbet. Horniny cenomanu jsou často zlomy probíhajícími uvnitř křídy zcela amputovány od nadložních křídových souvrství (Coubal 1990). Zlomové pásmo předpokládaného rovenského zlomu, probíhající uvnitř jizerského souvrství, odděluje různě nakloněné segmenty svrchní křídy. Jihozápadně od zlomu se úklon křídových souvrství rychle snižuje a vrstvy postupně získávají subhorizontální polohu.
Litologicky jsou horniny křídy reprezentovány mořskými sedimenty několika transgresivně – regresivních cyklů.
  
Cenoman

13    Perucko-korycanské souvrství, korycanské vrstvy: křemenné pískovce. Světle bělošedé a žlutošedé křemenné pískovce představují bazální sedimenty křídy cenomanského stáří. Transgredovaly na členitý předkřídový reliéf, tvořený v oblasti listu horninami permokarbonu a případně podložního krystalinika. Jsou zastoupeny mělkomořskými uloženinami – plážovými pískovci a bariérovými pískovci, které se ukládaly během postupující cenomanské transgrese. Jejich mocnost se pohybuje v rozmezí 80–110 m (vrt Malá Skála). Přes silné tektonické postižení a místy druhotnou silicifikaci, mají dobře zachovány primární sedimentární textury, různé typy šikmých, křížových a jiných zvrstvení, které umožňují rekonstrukci mořských proudů v době jejich sedimentace.
Zastoupeny jsou jemnozrnné až hrubozrnné pískovce s drobnými valounky šedě nebo modře zbarveného křemene, typického pro některé lužické granitoidy (např. rumburský granit a jeho deformované ekvivalenty – jizerské ortoruly). Pískovce jsou většinou poměrně dobře vytříděné. Větší suboválná až subangulární zrna až drobné valounky o velikosti obyčejně do 3 mm tvoří  šedomodrý křemen, případně silicit. Ta jsou rozptýlena nepravidelně v jemnozrnnější základní hmotě tvořené drobnějšími zrny křemene a kaolinizovanými a sericitizovanými úlomky živců. Prostor mezi jemně písčitými zrny vyplňují drobné lupínky muskovitu a jílové minerály.
  
Spodní až střední turon.

12    Bělohorské až jizerské souvrství: slínovce, písčité slínovce, vápnité pískovce až písčité vápence  Reprezentuje samostatný, směrem do nadloží hrubnoucí sedimentační cyklus o mocnosti do 200 m. Po vyvrcholení cenomanské transgrese se pánev při hranici cenoman-turon značně prohloubila. Písčité mělkomořské facie cenomanu jsou nahrazeny hlubšími pánevními faciemi. Hranice cenoman-turon je poměrně ostrá, jak je patrné z karotážních záznamů i litologických popisů vrtů L4J- Vranové. Bělohorské a spodní část jizerského souvrství vystupuje na mapě pouze na několika místech z podloží kvartérních uloženin v pruhu podél lužické poruchy. Zastoupeny jsou různé typy žlutošedých slínovců, písčitých slínovců, přecházejících do nadloží do vápnitých pískovců až písčitých vápenců. Přibývání klastické složky směrem do nadloží je dobře patrné z karotážních křivek v okolních vrtech. Pro litologickou podobnost hornin obou souvrství je prakticky nemožné v terénu obě souvrství odlišit.
Slínovce a písčité slínovce žlutavých až žlutošedých barev se vyskytují při bázi cyklu. Jsou tvořeny směsí žlutohnědě zakalenou směsí karbonátového mikritu a jílových minerálů, které jsou ve velké převaze nad rozptýlenými jemně písčitými křemennými zrny o velikosti do 0,1 mm. Akcesoricky jsou přítomny větší lupínky světlé slídy a jemně rozptýlený rudní pigment. Křemenná zrna se vzájemně nedotýkají, drobnější zrna jsou většinou subangulární, větší polykrystalická zrna bývají až suboválná. Kromě křemenných zrn jsou přítomny i úlomky laminovaných silicitů s vtroušeným rudním pigmentem, které jsou rozšířeny v krkonošsko-jizerském krystaliniku. Polykrystalická křemenná zrna, často s výraznými deformačními stavbami (deformační pásy, undulózní zhášení, dynamická rekrystalizace) křemene pocházejí rovněž z epizonálně metamorfovaného krystalinika. V jílovito-karbonátové základní hmotě jsou časté průřezy schránek foraminifer, zřídka mechovek a větší úlomky schránek mlžů, které se ve větším množství nacházejí v okolí Frýdštejna. S nárůstem podílů křemene přecházejí písčité slínovce do vápnitých křemenných pískovců, které mají vyšší podíl křemenných zrn většinou ve dvou zrnitostních frakcích. Větší suboválná zrna křemene dosahují velikosti až 1,5 mm, průměrná velikost křemenného siltu se pohybuje od 0,04 do 0,1 mm. Vápnité křemenné pískovce, místy přecházející až do písčitých vápenců, jsou dominantní horninou svrchní části spodno až střednoturonského sedimentačního cyklu.
  
Střední až svrchní turon.
 
11    Jizerské souvrství: křemenné pískovce. Vystupují těsně pod hranou cesty, která tvoří jižní omezení Hodkovického úvalu. Jsou součástí druhého nahoru hrubnoucího cyklu, jehož celková mocnost přesahuje 100 m. V této části jizerského souvrství převažují vápnité pískovce. Křemenné pískovce v nich tvoří jen několik metrů mocné neprůběžné polohy v jejich svrchní části; místy přecházejí až do konglomeratických pískovců, Ojediněle rozptýlené valouny křemene dosahují až 1 cm velikosti. Jsou tvořeny ze 70 až 90 % suboválnými až subangulárními úlomky křemene a submikroskopickou jílovitou matrix.
 
TERCIÉR¨
Neogén

K horninám terciérního stáří na listu Jablonec nad Nisou náleží jednak fluviální terasové štěrky a drobná tělesa neovulkanitů, které náleží geneticky do západosudetské vulkanické oblasti.
Kenozoické vulkanity severočeské alkalické subprovincie jsou na listu Jablonec reprezentovány pouze třemi drobnými výskyty tělísek eliptického tvaru o rozměrech od několika m do prvních desítek metrů. Výše uvedené výskyty mají řadu společných znaků: jsou to tělesa podpovrchová, rozměrů maximálně v desítkách metrů, izometrického půdorysu, morfologicky se neprojevují. Vyznačují se vysokým stupněm alkalinity při relativně nízké bazicitě. Souborně byla popsána Shrbeným in Chaloupský et al. (1989). Vždy obsahují olivín s nefelinem a obvykle uzavírají svrchnokorové xenolity nebo xenokrysty. Ekonomicky jsou nezužitkovatelná. Tělesa jsou vázána (kromě výskytu u Frýdštejna) na mladé saxonské zlomy SZ–JV směru, které jsou v oblasti listu dominantními strukturami. Patří k systému zlomů lužického pásma, podle nichž bylo vyzvedáváno krystalinikum nad mladší permokarbonské a křídové platformní sedimenty. Nálezy xenolitů křídových hornin (Klomínský, ústní sdělení) svědčí o tom, že horniny křídy pokrývaly větší část krkonošsko-jizerského krystalinika. Dva z výskytů na teritoriu Jablonce n. Nisou pronikají granity krkonošsko-jizerského plutonu, další drobný výskyt u Huti jeho pláštěm a poslední výskyt komínové brekcie je situován v křídě v blízkosti lužické poruchy u Frýdštejna.

Rozptýlené alkalické vulkanity v lužické oblasti.

10    Bazanit. Vyskytuje se jednak jako jednotlivé balvany v malém zašlém lůmku na okraji lesa u Nové Vsi n. N. a jednak jako skelet na louce severně od Huti . V prvním případě se jedná o několik metrů mocnou žílu a v druhém případě jde o oválný sopouch o průměru několika desítek metrů. Obě tělesa se vyskytují v blízkosti tektonických zlomů severozápadního směru. Nefelinický bazanit je na obou lokalitách šedočerná melanokratní jemnozrnná masivní hornina složená z olivínu, pyroxenu, plagioklasu (labradorit), nefelinu, a rudního minerálu (titanomagnetitu). Vyrostlice tvoří hypidiomorfní až idiomorfní špačkovitá zrna olivínu až 1,5 mm velká, které se často shlukují do větších agregátů. Jejich podíl se pohybuje od 15 do 25 %. Základní hmotu tvoří krátce sloupcovitá hypidiomorfní až idiomorfní zrna narůžovělého klinopyroxenu – augitu (30–40 %) o velikosti průměrné 0,02–0,06, prorůstající se s tenkými lištami často polysynteticky srostlého plagioklasu (labradoritu) a dlouze sloupcovitými lištami nefelinu, které spolu tvoří až 20–40 % horniny. Podružně je zastoupeno vulkanické sklo. Minerály matrix vykazují nevýrazné fluidální textury. Převažují porfyrické struktury s pilotaxitickou strukturou základní hmoty. Hornina obsahuje uzavřeniny křídových pískovců, olivínu a xenokrysty křemene a draselného živce.Úlomky křemene a živce representují granitové prostředí kterým tyto bazaltoidy extrudují, zatímco xenolity křídových pískovců jsou zřejmě napadávkou z původního povrchu. Výskyt xenolitů pískovců asi 6 km severně od dnes nejbližších výchozů indikuje na větší rozšíření křídových sedimentů ještě před několika desítkami milionů let.
  
9    Alkalický olivinický bazalt (komínová brekcie). Tvoří ssv.–jjz. protažené až 250 m dlouhé až 30 m mocné těleso, prorážející křídové horniny v blízkosti lužické poruchy u Frýdštejna. Je tvořeno bazaltovou matrix, brekciovanou již během svého výstupu. V této matrix je uzavíráno velké množství kausticky přeměněných xenolitů slínovců a vápnitých pískovců křídového stáří (Fediuk 1972). Velikost xenolitů se pohybuje v rozmezí od několika cm do několika decimetrů, podíl xenolitů a bazaltové matrix je proměnlivý.
 
8    Fluviální oligomiktní písčité štěrky Plošně málo rozsáhlé relikty fluviatilních oligomiktních písčitých štěrků svrchní terasy řeky Jizery se vyskytují na jejím pravém břehu na území Malé Horky a osady Vrší na s. okraji Železného Brodu. Relikty nejvyšší terasy se vyskytují těsně pod úrovní zbytků terciérních sedimentů střednomiocénního stáří (Konzalová 1973) a definují první úroveň sníženého peneplénu pravděpodobně pliocénního stáří (Balatka, ústní sdělení). Base teras leží v nadmořské výšce 405 m až 410 m, více než 100 m nad dnešní říční nivou. Mocnost uloženin dosahuje několik metrů, protože byly z větší části denudovány. Mají charakter oligomiktních nevytříděných písčitých štěrků s valouny o velikostech, které se pohybují v řádu prvních centimetrů. Ve valounovém materiálu převažuje křemen a stabilní úlomky (vyskytují se opracované acháty z permských madlovcových láv, kvarcity, buližníky). Písčité partie podpůrné hmoty jsou tvořeny většinou hrubozrnným pískem tvořeným převážně nepříliš dobře opracovanými zrny křemene, živců s poměrně značným podílem siltové a prachovito-jílovité frakce. V písčitých partiích možné pozorovat šikmá či korytovitá zvrstvení. Ve valounovém materiálu (Balatka, ústní sdělení) jsou v nich přítomny i valouny neovulkanitů, což znamená, že pokud byly derivovány z výlevů smrčsko-slapského vulkanického komplexu, pak jde nejspíše o horniny pliocénního stáří.

   
KVARTÉR
Pleistocén
Pleistocénní kvartérní sedimenty jsou reprezentovány jednak fluviálními štěrky a štěrkopísky, terasového systému řeky Jizery a plošně rozsáhlejšími deluviálními kamenitohlinitými a hlinito-kamenitými sedimenty, která vyplňují dna splachových depresí nebo se přimykají k fluviálním mladším nivním sedimentům v přísvahových částech erozních údolí.
  
7    Fluviální štěrky a štěrkopísky. Zůstaly zachovány v reliktech na erozním stupni nad pravým břehem Jizery mezi Malou Skálou a Líšným. Báze leží v nadmořské výšce 325 m.n. mořem asi 50–60 m nad dnešní úrovní nivy; mocnost dosahuje několika metrů. Jsou tvořeny převážně štěrky a štěrkopísky s dobře opracovanými valouny většinou o velikosti do několika centimetrů. Valounový materiál pochází většinou z železnobrodského krystalinika. Písčitá matrix obsahuje větší podíl jemnější prachovito-jílovité frakce. Často je zbarvena oxidy železa a manganu do rezava.

Pleistocén  - holocén

6    Deluviální hlinitokamenité sedimenty. Jsou rozšířeny zejména na jižních svazích hřbetu Černé Studnice v oblasti Velkých Hamrů a mezi Zásadou a Černou Studnicí. Z menší části ještě přikrývají na žulové podloží, z větší části však leží na často do hloubky jílovitě zvětralých horninách kontaktního dvora tanvaldského granitu. Při bázi zejména na kontaktních rohovcích převažují písčito-jílovité okrově až rezavě zbarvené sedimenty s jílovitě zvětralými drobnými úlomky rohovců. Směrem do nadloží přibývá písčitého materiálu přeplaveného nebo přesuceného z granitových reziduí. V této matrix jsou rozptýleny v suťových proudech decimetrové balvany až metrové bloky granitu. Jejich mocnost je proměnlivá, nepřevyšuje však zpravidla 6 m.
  
5    Deluviální kamenitohlinité sedimenty. Jsou plošně více rozšířeny. Vyplňují zejména pramenné mísy a přísvahové části údolí přítoků Jizery, Kamenice a Mohelky. Podložními horninami jsou tedy převážně metamorfity železnobrodského krystalinika. Jsou tvořeny rezavě zbarvenými hlínami s kolísajícím podílem úlomků podložního krystalinika. Velikost a zachování úlomků je závislá na charakteru podložních hornin. Fylitické horniny tvoří drobné střípkovitě se rozpadající úlomky, tvrdší horniny (kvarcity, metabazity), větší úlomky až bloky, přemístěné často na větší vzdálenost.

Holocén

4    Deluviofluviální písčito-jílovité až písčité hlíny. Vyplňují plochá dna splachových depresí mezi vyvinutou nivou a závěry erozních údolí. Jsou produkty plošných splachů při přívalových deštích. Jejich mocnosti bývají obyčejně malé (2–4 m).
  
3    Fluviální písčitohlinité sedimenty. Tvoří nivy současných toků. V údolích malých toků jsou tvořeny převážně písčitými, silně humózními povodňovými hlínami, ojediněle s většími úlomky. Mocnosti se pohybují v prvních metrech. V údolí Jizery jsou povodňové hlíny prokládány písčitými až štěrkovými vložkami. Vrty prováděnými při stavbě jezu u Líšného byla zjištěna mocnost až 9 m.
  
2    Organické sedimenty: rašeliny. V malých mocnostech se vyskytují jižně od Zásady a u Loužnice, kde jejich podloží tvoří horniny železnobrodského krystalinika. Několik menších výskytů rašelin bylo zjištěno i ve výše položených závěrech podmáčených pramenných mís na granitech krkonošsko-jizerského masivu mezi Horní Černou studnicí a Smržovkou. Jedná se o rašelinomechové, rašelinové, suchopýrové – rašelinové a mechové-rašelinové humolity. Mocnosti rašelin nepřesahují 1 m s výjimkou Loužnice, kde byla zjištěna mocnost až 2 m.
  
1    Antropogenní uloženiny. Členěné dále na inertní navážky, komunální odpad, průmyslový odpad a smíšený odpad jsou nepravidelně rozptýleny po celém území listu. Celkem je jich registrováno na území listu 27. Většinou jde o zavážky zašlých lomů komunálním, smíšeným nebo inertním odpadem. V oblasti těžby pokrývačských břidlic mezi Alšovicemi a Jirkovem pak jde o haldy po těžbě pokrývačských fylitů, které mají značný plošný rozsah na úpatích svahů, na nichž se fylity těžily.
  
3. GEOFYZIKÁLNÍ POMĚRY 
Regionální geofyzikální výzkum byl v měřítku 1 : 25 000 realizován gravimetrickým, aeromagnetickým a aeroradiometrickým měřením. K tomu ještě náleží regionální petrofyzikální výzkum Krkonoš a přilehlých Jizerských hor (Ondra – Hanák 1983, Píchová – Červenka 1986). Zhruba v. polovina území byla mapována pozemní magnetometrií v rámci regionu zahrnujícího celé Krkonoše a jv. část Jizerských hor. Součástí pozemní magnetometrie byl i systematický výzkum fyzikálních vlastností hlavních typů hornin železnobrodského krystalinika a krkonošsko-jizerského plutonu.
Revizní geofyzikální práce malého objemu byly vykonány v roce 1999 pro zpřesnění interpretace geofyzikálních podkladů na listu Jablonec n. Nisou. Měření magnetické susceptibility, interpretačních magnetických profilů a gamaspektrometrie vykonali pracovníci ČGÚ v Praze. Šlo zejména o upřesnění průběhu kontaktu krkonošského plutonu s krystalinikem a sledování magnetického obrazu styku granitů libereckého a tanvaldského typu.
Gravimetrie
Pro list Jablonec n. Nisou je mapa Bouguerových anomálií převzata ze závěrečné zprávy Geofyziky Brno o výsledcích gravimetrického mapování v Krkonoších a přilehlém území (Šrámek – Rychtár et al. 1985). Obsahuje soubor tíhových map v měřítku 1 : 50 000. Z obrazu Bouguerových anomálií byly odvozeny strukturní linie a další tíhové indikace a jsou součástí geofyzikálního schématu na obr. 3-2. Pro geologickou interpretaci tíhového pole použil J.Šrámek tehdejší geologické podklady J. Chaloupského , které se však dosti liší od nové základní geologické mapy. Šrámkova a Rychtárova závěrečná zpráva obsahuje také zhodnocení hustotních poměrů celého regionu. Nejnovější gravimetrické podklady v měřítkách 1 : 25 000, 1 : 100 000 a 1 : 200 000 z Jablonecka byly sestaveny v Geofyzice Brno zpracováním tíhových dat z centrální geofyzikální databáze. V mapách jsou sjednoceny výsledky mapování podrobnějšího a přehledného měřítka, takže představují poněkud nehomogenní podklady pro geologickou interpretaci. Prozkoumanost základním tíhovým mapováním je pro list Jablonec n. Nisou příznivá a celé toto území sekce bylo mapováno s hustotou stanovišť odpovídající měřítku výzkumu zhruba 1 : 50 000 (3–6 bodů na km2). Soubor barevných interpretačních gravimetrických map pro sekci Jablonec n. Nisou zahrnuje Bouguerovy anomálie s lokalizací měřených stanovišť, samotné Bouguerovy anomálie pro hustotu 2650 kg.m-3. Dále do kompletu náležejí mapa stínovaného reliéfu Bouguerových anomálií, mapa horizontálních gradientů, tato také ve stínované verzi, reziduální anomálie podle Griffinovy formule, regionální tíhové pole a navíc ještě stínovaný reliéf terénu. Krátký komentář k těmto tíhovým mapám podal Šrámek (1999). Sloužily pro sestrojení tíhových indikací pro geofyzikální schéma listu Jablonec n. Nisou na obr 3-1. Tabulku hustot hlavních i méně zastoupených hornin vystupujících na povrch, nebo předpokládaných v podpovrchových úrovních uvádějí Červenka s Píchovou (in Šrámek – Rychtár et al. 1985). Celkové zhodnoćcení hustotních pomů krkonošského regionu publikovali Ondra s Hanákem (1983 s tabulkami mineralogických, objemových a přirozených hustot a porozit hornin v litostratigrafických jednotkách podle Chaloupského et al. (1989).

Obr. 3-1. Schéma geofyzikálních indikací.
GRAVIMETRIE: 1 – označení anomálie, 2 – osa kladné či záporné anomálie, 3, 4 – lokální tíhová elevace či deprese, 5 – linie max. gradientu Dg, 6 – indikace zlomu, 7 – osa regionální tíhové elevace.
AERORADIOMETRIE: 8 – označení anomálie, 9 – izolinie úhrnné aktivity gama (v m R.h-1) , 10, 11 – maximum a minimum úhrnné aktivity gama.	
  
K lehkým horninám náležejí granitoidy krkonošsko-jizerského plutonu s přirozenými hustotami v rozmezí 2570–2630 kg.m-3. Kontaktní horniny železnobrodského krystalinika s granitovým plutonem mají vyšší hustoty kolem 2780 kg.m-3. Různé typy fylitů starší jednotky vykazují přirozené hustoty v rozmezí 2480–3030 kg.m-3, nejlehčí jsou grafitické horniny, nejtěžší pak zelené břidlice. Převládající zelenošedé chloriticko-muskovitické albitické fylity mají přirozené hustoty 2750 kg.m-3.
V radčické skupině různé typy fylitů mají přirozené hustoty v intervalu 2650–2780 kg.m-3. Nejlehčí jsou horniny přecházející do kvarcitů, nejtěžší pokrývačské fylity. Hojně zastoupené chloriticko-sericitické fylity v radčické skupině mají střední přirozenou hustotu 2750 kg.m-3. Mezi těžké horniny lze počítat metadiabasy (2930 kg.m-3), zelené břidlice (2840 kg.m-3) a metatufy (2800 kg.m-3 ). Nejtěžší horninou na území listu kromě bodového výskytu olivinického bazaltu u Jablonce n. Nisou je metagabro s hustotou 2980 kg.m-3. Serpentinizovaný pikrit od Loužnice a Radčic má přirozenou hustotu jen 2790 kg.m-3 v důsledku pokročilé serpentinizace. Podobnou hustotní charakteristiku mají horniny ponikelské skupiny. Nejrozšířenější chloriticko-sericitické fylity mají přirozenou hustotu 2740 kg.m-3 a hojné grafitické fylity 2690 kg.m-3. Z vyvřelin jsou nejlehčí metaryolity (2620 kg.m-3) , kdežto zelené břidlice náležejí k horninám nejtěžším (2860 kg.m-3). Starší regionální výzkumy hustot hornin (Šalanský – Větrovská l962) přinesly téměř stejné hodnoty u nejrozšířenějších typů jako jsou chloriticko-sericitické fylity, metadiabasy a zelené břidlice. Z výzkumů hustot hornin a z jejich objemového zastoupení plyne, že hlavním hustotním rozhraním je styk granitů krkonošsko-jizerského plutonu s železnobrodským krystalinikem. Uvnitř krystalinika tvoří hustotní rozhraní styk souborů původně sedimentárních a vulkanických hornin. Zastoupení výrazně těžších typů bazických metavulkanitů i karbonátových hornin je zejména ve starší jednotce v přikontaktní zóně objemově malé, než aby se tyto horniny mohly výrazněji projevit v tíhovém obraze základního měřítka. Výjimkou by mohlo být anomální nahromadění podpovrchových metavulkanitů s pozitivním tíhovým účinkem a naopak větší zastoupení kvarcitických hornin s účinkem záporným. Rovněž by se negativními lokálními anomáliemi mohly indikovat větší mocnosti kvartéru nebo mylonitizovaná pásma podle významnějších zlomů.Vzhledem k členitému reliéfu je třeba každou lokální anomálii konfrontovat z hlediska volené redukční hustoty pro stanovení hodnot Bouguerových anomálií. Vliv reliéfu terénu na vznik fiktivních anomálií může být závažný zejména v úzkých a hlubokých údolích a na terénních hřbetech.
Území listu je součástí záporné tíhové zóny krušnohorsko-krkonošské vyvolané nahromaděním lehkých granitoidních mas v podpovrchové a částečně i povrchové stavbě. Do j. části listu zasahuje výběžek regionální kladné anomálie řazené do s. okraje zóny barrandiensko-broumovsko-železnohorské.Ve Šrámkově a Rychtárově zprávě (1985) se listu Jablonec n. Nisou týká jen interpretace hlubší stavby. Uvedení autoři řešili zejména průběh kontaktu granitového plutonu do hloubky na několika interpretačních profilech. Toto důležité geologické rozhraní je v tíhovém obrazu velmi zřetelné linií maximálního gradientu D g s hodnotami až 80 ns-2.
V tíhovém poli dominuje regionální záporná anomálie G 1 vyvolaná lehkými granity krkonošsko-jizerského plutonu. Minimum této regionální deprese až -280 m m.s-2 je umístěno do centrální části masívu dále na S od listu Jablonec n. Nisou. Severní polovinou území probíhá již zmíněný maximální gradient D g / G 2 / po zhruba z–v. linii Kokonín–j.svahy Černé Studnice–Velké Hamry. Linie G 2 je souvislá a nelze proto očekávat větší horizontální pohyby na zlomech protínajících styk granitů a krystalinika. Pouze v sv. cípu mapy se zdá,že na s–j. zlomu procházejícím údolím Kamenice dochází k posunutí v. kry k S. Zřetelněji je to patrné na sousedním mapovém listu. Růst regionálního pole pokračuje i na j. polovině území a v jv. okrajové části mapy již dosahuje kladná regionální tíhová struktura G4 hodnot až 115 m m.s-2. Osa oválné struktury jde po prohnuté linii Kopanina – Sněhová – Chlístov až do maximálních hodnot v jv. rohu mapy. Zatímco na s. polovině území v regionálním poklesu hodnot směrem dovnitř plutonu nelze téměř zaznamenat lokální anomálie Dg, oblast kladné regionální anomálie v železnobrodském úseku krystalinika je v jz. okraji území ukončena na tíhovém gradientu. Ten v malém úseku na mapě sleduje lužický zlom. Prudký gradient na lužickém zlomu zdůrazňuje její význam prvořadého hustotního rozhraní.
Jižně linie regionálního gradientu G2 je tíhové pole členitější s několika zřetelnými reziduálními anomáliemi. Některé z nich indikují zlomové linie na nichž došlo k snížení hustot hornin ať již mylonitizací či na zónách hlubokého zvětrání skalního podkladu. Z ohybu izolinií Dg byla interpretována zlomová linie s.–j. směru jdoucí fylity zhruba přes Dalešice (G3). Další linie směru sj. až ssv. je naznačena v tíhovém poli v z. sousedství Držkova. Tato diskontinuita může navazovat na zlom tohoto směru v sv. cípu mapy v. od Velkých Hamrů. Na tomto zlomu je pravděpodobně ukončeno velké plošné rozšíření železnobrodského vulkanického komplexu s převahou metabazitů. Ten vyvolává značně členité tíhové pole při v. okraji území u Držkova (G9,G10) a jak již upozornil Šrámek může docházet na území s těžkými horninovými komplexy k vlivu morfologie terénu na hodnoty Bouguerových anomálií, což se markantně projevuje dále na V v údolí Jizery.Ve směru zhruba S–J jsou protaženy tíhová deprese G6 z. Radčic a elevace G5 u Loužnice.Vztah k morfologii terénu je dosti nápadný (G6 – údolí potoka Žernovník, G5 – terénní hřbet kóty Draha u Radčic).V z. sousedství Držkova vystupuje k JV protažená tíhová deprese G7 v chloriticko-sericitických fylitech ponikelské skupiny. Jižní část území listu pokrývá část rozsáhlé tíhové elevace G4,která je považována za projev bloku těžkého krystalinika.Hlavní podíl na anomálii G4 mají nejspíše těžké pokrývačské fylity. V jz. cípu území sleduje prudký tíhový gradient G8 lužický zlom, který je významným hustotním rozhraním s těžkým železnobrodským krystalinikem na SV a lehkým křídovým pokryvem na JZ. Hustotní rozhraní je ještě zvýrazněno mohutnými výlevćy permských vulkanitů u Frýdštejna.
Magnetometrie
Magnetický obraz z plošné pozemní magnetometrie základního měřítka s průměrnou hustotou 12 stanovišť na km2 byl prezentován mapami izolinií DT krkonošského a přilehlého jizerského regionu v měřítku 1 : 25 000 (Šalanský 1964). Krok izolinií byl volen 50 nT, což stačilo k okonturování plošně rozsáhlejších a amplitudově výraznějších anomálií, ale nikoliv k jemnějšímu vykreslení pole DT v geologických jednotkách. Podrobná geologická interpretace se opírala o četná laboratorní stanovení magnetické susceptibility hornin z míst magnetických anomálií i mimo ně (Šalanský – Větrovská 1961,1962, Šalanský 1964).
Magnetický obraz byl podstatně zpřesněn aeromagnetickým mapováním v měřítku 1 : 25 000 z roku 1971 (Šalanský 1977). V systému s.–j. mapovacích profilů vzdálených 250 m a při výšce měření 50 m nad terénem bylo zmapováno celé jizerské krystalinikum a přilehlá část Krkonoš. Technická zpráva Geofyziky Brno o měření obsahuje jen základní údaje o způsobu provádění a technice měření a jeho zpracování a je bez geologické interpretace (Šalanský 1977). Vzhledem k úrovni tehdejšího přístrojového vybavení přesnost měření odpovídala střední chybě blízké 10 nT a přesnost situování měřených údajů do topografického podkladu byla lepší než 50 m. Výsledky měření byly zobrazeny v profilech naměřených hodnot DT a úhrnné aktivity gama po listech map systému GK 1 : 25 000. Izolinie magnetické intenzity a úhrnné aktivity gama jsou znázorněny v geofyzikální mapě 1 : 50 000, list 03-32 Jablonec n. Nisou.V textových vysvětlivkách je v kapitole o geofyzikálních poměrech obsažena stručná interpretace regionální geofyziky (Šalanský – Manová 1993).
V celkově členitém magnetickém obrazu mapového listu (obr. 3-2) vystupuje několik rozsáhlejších lineárních magnetických struktur sahajících na sousední území a majících délku přes 10 km. Podél severního okraje listu uvnitř krkonošsko-jizerského plutonu ve vzdálenosti zhruba 2 km od j. kontaktu s krystalinikem probíhá osa regionální magnetické struktury jablonecké (M1). V z. části osa tohoto anomálního pásma pravděpodobně přechází centrem Jablonce k V přes Novou Ves n. N. V tomto úseku sleduje osa anomálie hranici dvojslídného granitu tanvaldského s nejrozšířenějším typem libereckým. Také od Nové Vsi n/N k V probíhá osa anomálie po hranici tanvaldského granitu s porfyrickým středně zrnitým granitem. Pokračuje do v. sousedství Střední Smržovky až k okraji listu. Horský hřeben Bartlův vrch – Černá Studnice – Pustina – Muchov je budován již nemagnetickým tanvaldským granitem se střední specifickou susceptibilitou 138.10-6 SI (Šalanský – Větrovská 1962). Vázanost anomálního pásma M1 na rozhraní různých typů granitoidů byla zaznamenána při interpretaci staršího pozemního regionálního měření, ale vyšší hodnoty susceptibility granitů v anomálním pásmu byly pouze předpokládány (Šalanský 1964). V maximech DT byly odhadnuty susceptibility granitů na 4400.10-6 SI. Měření susceptibility na blocích a výchozech granitů v ose anomálie vykázala hodnoty až několika set.10-6 SI.
Kontakt tanvaldského granitu a železnobrodského krystalinika je v magnetickém obrazu charakterizován klidným vyrovnaným polem s postupným nárůstem magnetizace (magnetické susceptibility) tanvaldského granitu (50 nT). V krystaliniku nastává prudký pokles nebo vzestup hodnot (o 175 nT). Jde zpravidla o účinek kontaktních rohovců s pyrhotinem a magnetitem, nebo i polohy metabazaltů.
Kontakt tanvaldského a libereckého granitu je v magnetickém poli charakterizován klidným polem v tanvaldském granitu a pozvolným vzestupem směrem k uvedenému kontaktu. Tam dochází zpravidla v libereckém typu k náhlému zvýšení jinak členitějšího magnetického pole až o 200 nT.
Detailní obraz magnetického pole v bezprostřední blízkosti kontaktu libereckého a tanvaldského granitu je charakterizován poměrně vysokou magnetizací libereckého granitu ještě asi 2–3 metry od kontaktu. V přímém endokontaktu magnetizace libereckého granitu prudce klesá až na dvacetinásobnou nižší hodnotu (magnetická susceptibilita 200.10-6 SI). Tanvaldský granit je naopak bezprostředně na kontaktu v zóně několika málo metrů výrazně magnetizován (magnetická susceptibilita 4000.10-6 SI). Dále pak od kontaktu je magnetizace tanvaldského granitu nízká a magnetická susceptibilita dosahuje v průměru jen hodnot okolo 200.10-6 SI.
Projev kontaktní magnetizace tanvaldského granitu může být dokladem jeho kontaktní metamorfózy vyvolané intruzí mladšího libereckého granitu, případně jeho derivátů.
Podle regionální magnetometrie linie kontaktu granitového plutonu s krystalinikem probíhá v zóně výrazné magnetické deprese s hodnotami kolem -50 nT. Záporné hodnoty DT pokračují ještě dále na J přes toto rozhraní v šířce několika set m. Dále již dochází k významnému narůstání hodnot vytvářejících spojité anomální pásmo M3–M4 až M7 po celé délce mapového listu.Ve v. části tohoto anomálního pásu jde již o regionální magnetickou strukturu Vysokého n. J. s největším rozšířením magnetizovaných hornin na sousedním mapovém listu (Šalanský 1983).

Obr. 3-2. Schéma geofyzikálních indikací.
MAGNETOMETRIE: 1 – označení anomálie, 2 – osa kladné či záporné anomálie D T, 3 – magnetizované horniny, údaj o maximu DT v jedn. nT, 4 – linie magnetické diskontinuity (indikace zlomu) , 5 – magnetické zdroje silně ovlivněné umělými magnetickými poruchami.  	
   
Velmi proměnlivý je magnetický obraz při z. okraji území od Kokonína na Z. Zde je celková regionální tíhová magnetická deprese s hodnotami kolem -50 nT porušena několika lokálními protaženými i bodovými anomáliemi obojí polarity. Nepochybně část anomálií má umělou příčinu v prostoru průmyslových objektů v Kokoníně. Reálná se zdá být anomálie M2 z . Kokonína sledovatelná v délce 1,5 km ve vz. směru od Kokonína k Dolní Dobré Vodě. Z okolního záporného pole kolem -75 nT dosahuje dvou dílčích maxim +25 nT. Osa anomálie probíhá 300–500 m na J od hranice se žulovým masívem v muskovitických svorech až fylitech velkoúpské skupiny. Větší anomální areál je indikován ještě v záporném poli při z. okraji listu. Osa anomálie jde odtud k V přes Maršovice k osadě Krásná. Pravděpodobně za s.–j. zlomem vyznačeným v geofyzikálním schématu dochází k velkému rozšíření magnetizovaných hornin až do šířky přes 2 km. Z obrazu leteckých profilů je patrné,že areál M3 se skládá z více magnetizovaných paralelních pásem orientovaných celkově ve směru Z–V. Jde nepochybně o celkově rozsáhlejší nahromadění vulkanogenních hornin v připovrchových úrovních. Na S zasahují magnetizované horniny až do rohovců na kontaktu s granitovým plutonem. Podle magnetického obrazu soubor magnetizovaných hornin areálu M3 je na SV omezen i tíhově indikovaným zlomem směru SZ–JV a pravděpodobně i sz. omezení je tektonické. Uvnitř areálu M3 je několik dílčích maxim a z nich amplitudu 150 nT dosahuje v údolí potoka Mohelnice asi 600 m na JV od soutoku s Mohelkou u Kokonína. Mohlo by jít o indikaci i neovulkanitu prorážejícího sericitické fylity. V areálu M3 byla novým geologickým mapováním vyznačena dvě úzká pásma metatufů, která ve starším podkladu nejsou vyznačena a pruhy zelených břidlic byly zaznamenány zcela diskordantně k osám anomálií. Na V přechází redukovaný areál M3 v prostoru osady Huť sz. od Pěnčína do anomálního pruhu M4. Ten v délce zhruba 2 km se postupně stáčí k SV a přechází do mohutného areálu M5, který již tvoří z. část regionální magnetické struktury Vysokého n. J. Celý pruh M4 s amplitudou kolem 50 nT sousedí na S s regionální magnetickou depresí vyvolanou nahromaděním nemagnetických granitů. Západní okraj pásma M4 leží v tektonickém uzlu, v němž se protínají zlomy tří směrových systémů. Není ověřeno jaká část anomálního pásma je vyvolána antropogenními vlivy v s. a sv. sousedství Pěnčína.
Dalším anomální areál M5 s hodnotami až 100 nT má osu jdoucí v chlorit-muskovitických fylitech mezi osadou Přední Zbytky a Zásadou. V údolí Zalamáňského potoka na SV od Zásady vystupuje magnetická deprese, která odděluje areál M5 od východnějšího pásma M6. To pak pokračuje až do údolí Kamenice. Geologická příčina obou anomálních zón M5 a M6 je vyvolána stratiformním původně vulkanogenním horizontem v albitických i sericitických fylitech velkoúpské skupiny. V sv. cípu území za zlomem v údolí Kamenice jsou metavulkanity příčinou i anomálií M7 a M8. Jejich největší rozšíření je na sousedním území na listu Rokytnice nad Jizerou. Skupina anomálií M5 a M6 spolu s jižnějšími anomáliemi M9 a M10 vytvářejí jeden větší anomální celek.
Anomálie M9 ve v. sousedství obce Zásada má zhruba izometrický tvar s délkou 0,75 km a šířkou 0,5 km. Vystupuje na rozhraní radčické skupiny a jižnější skupiny ponikelské reprezentované na povrchu souvrstvím grafitických fylitů. Pozemní magnetický profil přes tuto anomálii vykázal pravidelnou křivku D Z vyvolanou deskovitým tělesem s úklonem k S a s horním okrajem v hloubce 70 m a nepravou mocností 160 m. V starší interpretaci se uvažovalo o přítomnosti polohy železných rud typu Lahn-Dill vázaných na submarinní vulkanické exhalace (Šalanský 1964). Zcela obdobnou příčinu má další intenzívní anomálie v grafitických fylitech ponikelské skupiny s maximem 300 nT asi 500 m na SZ od Mikšovy hory, asi 1200 m od Plavů. Bodová anomálie 300 nT s přidruženým minimem asi 500 m od zmíněné kóty k SV může indikovat výskyt neovulkanitu, pokud ovšem není umělá. Anomálie M9 a M10 jsou na j. straně ostře ohraničeny gradientem magnetické intenzity, která klesá do výrazného lineárního minima a odděluje pásmo M9–M10 od jižnějších magnetických struktur M11 a M12. Toto výrazné minimum asi indikuje zlomové pásmo směru zhruba V–Z, jak je částečně znázorněno i v předkládané nové základní geologické mapě a které odděluje severnější radčickou skupinu od jižnější ponikelské s železnobrodským vulkanickým komplexem. V převážné části areálu M12 vystupují zelené břidlice. Drobnější anomálie M11 na JV od Zásady u kóty Nad cihelnou je v starším pojetí v ponikelské skupině s grafitickými fylity, v novějším pojetí v kře radčických rohovců až fylitů.
Anomální areál M12 vytváří blok kladných hodnot obklopených záporným polem. Amplitudy jsou velmi nízké, převážně jen první desítky nT a jen s jedním lokálním maximem 150 nT v j. sousedství Držkova. Není zcela vyloučeno, že u tohoto maxima jde o umělý zdroj. Z nízkých hodnot v prostoru M 12 budovaném převážně zelenými břidlicemi železnobrodského krystalinika (ponikelská skupina) je patrné, že jde o magneticky jen slabě se projevující horninový komplex vulkanitů.
Na území listu byly dřívějším i novým geologickým mapováním vysledovány metamorfované žíly ultrabazitů. Z nich osadou Alšovice v. od Skuhrova probíhá serpentinitová žíla indikovaná anomálií 400 nT s doprovodným minimem -100 nT/M13. Vlivem nepřesnosti situování anomálie se průběh v celém úseku s magnetizovanou horninou nekryje. Indikací podobné horniny může být lokální anomálie 100 nT asi 500 m z. od Bratříkova,ale není vyloučen ani umělý zdroj.
Blok magnetizovaných původně vulkanogenních hornin představuje anomální areál M15 s třemi maximy 100 nT v ose. Podle posledního geologického mapování vystupují zde na rozhraní grafitických a sericitických fylitů metabazity. Ty se pravděpodobně podílejí na příčině anomálie M15.
V z. a jz. sousedství Radčic byly zaznamenány dvě výrazné anomálie s maximy 500 nT. Jsou vyvolány serpentinity, známé dříve jako loužnická žíla z lomu z. Radčic /M16/. Novějším geologickým mapováním byla v pokrývačských fylitech vysledována žíla metamorfovaných ultrabazitů v prostoru M17. Podle průběhu DT lze usuzovat na pokračování žíly v oblouku k JV v celkové délce 4,5 km až do jv. sousedství kopce Hvězda asi 1 km od j. okraje Vlastiboře. Žíla byla starším regionálním magnetickým mapováním indikována hodnotami až 2260 nT na z. okraji Radčic a nad výchozem v lomu u silnice byl proměřen magnetický profil (Šalanský 1964, Šalanský – Větrovská 1961). Serpentinity na tomto profilu mají šířku zhruba 100 m a vyvolávají pozemní maxima kolem 2000 nT. V pozemním profilu se projevují povrchové nehomogenity, zejména sutě a bloky serpentinitů. V jz. části listu jsou další drobné výskyty serpentinitů. Asi 750 m na SZ od Mukařova v starém lomu vyvolávají serpentinity drobnou anomálii 150 nT /M24/, přičemž není dosud ověřeno zda nejde o poruchu umělou. Slabé magnetické indicie jsou v prostoru drobných výskytů serpentinitů u samoty Kopaniny, 1,5 km na S od Frýdštejna. Dostatečně podrobné magnetické měření těchto hornin s vyššími obsahy titanomagnetitu může přinést zpřesnění jejich rozsahu a další údaje o jejich hloubkovém vývoji a úklonu.
Složitý magnetický obraz přináší komplex metavulkanitů v s. sousedství Železného Brodu v j. části mapy. Plošně rozsáhlejší anomálie M18 naznačuje na větší podíl magnetizovaných metabazitů překrytých ve v. části anomálie nemagnetickými fylity. Kolísavé pole DT v prostoru M19 je vyvoláno proměnlivou magnetizací metabazitů střídajících se sericitickými fylity. Nejvyšší hodnoty 200 nT byly lokalizovány ve v. sousedství Černické skály v bazických metatufech. Anomálie M19 má několik dílčích maxim rovněž v metatufech v okolí Chlístova. Od areálu M19 na Z při j. okraji území vystupují převážně sericitické fylity s četnými tenkými vložkami metatufů.Této geologické situaci odpovídá málo anomální magnetický obraz. Převážně v záporné regionální hladině DT vystupuje několik drobných kladných anomálií M20 z. Skuhrova a M23 na SZ od Malé Skály. Směr geologicky mapovaných vložek metatufů směru SSV–JJZ v novější verzi geologické mapy se neprojevuje v magnetickém obraze. Usměrnění izanomál v třetím kvadrantu mapové sekce Jablonec n. Nisou je bližší průběh vložek zelených břidlic ve fylitech velkoúpské skupiny v starším pojetí J. Chaloupského.
V jz. cípu území vystupuje mohutná anomálie M22 s bodovým maximem 1700 nT na kótě 615 m na SZ od Frýdštejna. Sleduje autunské výlevy vystupující na lužickém zlomu. Anomálie M22 je součástí regionální magnetické struktury lomnické. Ta sleduje průběh silně magnetizovaných permských láv u lužického zlomu. Z průběhu osy anomálie M22 lze usuzovat na možné rozdělení mocného výlevu diagonálním zlomem.
Aeroradiometrie
Letecká radiometrie (obr. 3-1) udává pouze úhrnnou aktivitu gama, jejíž hodnoty na území listu jsou nízké až střední a jen málo variabilní. Slabě anomální pásma na severu území mají přibližně sv.–jz. směr, což se shoduje s výsledky magnetometrie.
Mírným zvýšením naměřených hodnot při s. okraji listu (R1) se projevuje liberecký granit. Souběžně probíhá pásmo snížených hodnot (R2) ve dvojslídném granitu tanvaldském na s. straně hřebenu mezi Černou Studnicí a Muchovem. Další souběžné pásmo slabých kladných anomálií R3, probíhající převážně po hřebeni, vyznačuje kyselejší facii tanvaldského granitu v souhlase s jejím geologickým členěním (i když se na zvýšených hodnotách radioaktivity mohou někde podílet skalní výchozy). Nejvýraznější anomálie je situována na sv. a v. svazích Muchova. Podle petrofyzikálního měření pomocí laboratorní gamaspektrometrie (Hanák – Ondra 1999) se liberecký a tanvaldský granit navzájem výrazně liší zastoupením radioaktivních prvků, zejména Th. Zatímco liberecký granit je jednoznačně thoriový typ (Th/U = 5,3; průměrné koncentrace jsou: 4,46 % K; 4,4 ppm U; 23,3 ppm Th), tanvaldský granit je typ výrazně uranový (Th/U=0,85; 3,4 % K; 8,1 ppm U; 6,9 ppm Th) a má dokonce tzv. „převrácené“ koncentrace Th a U.
Rozsáhlé minimum R4 zaujímá oblast železnobrodského bazického komplexu a zasahuje u Radčic do pásma pokryvačských fylitů s výskytem serpentinizovaných pikritových a gabrových žil. Rovněž minima R6 a R7 jsou vázána na žilná bazika a ultrabazika. Podle laboratorních měření Hanáka a Ondry se střední koncentrace radioaktivních prvků pro různé typy metabazitů v tomto areálu pohybují v rozmezí: 0.05–2.06 % K, 1.7–4.0 ppm U, 0.1–10.6 ppm Th. Nejnižší hodnoty vykazují aktinolitické zelené břidlice, nejvyšší hodnoty porfyroidy, kterým odpovídá slabá kladná anomálie R5 na v. okraji listu. Ve srovnání s klarkovými obsahy radioaktivních prvků, mají zdejší metatufy a metaultrabazika slabě zvýšené hodnoty, zatímco porfyroidy (metaryolity) snížené.
V samotných fylitech (střední hodnoty: 2,49 % K; 2,3 ppm U a 10,5 ppm Th, což jsou pro U a Th znatelně nižší hodnoty ve srovnání s klarkovými obsahy) se vyskytují kladné anomálie R8 a R9, které mohou indikovat zvýšený podíl grafitické příměsi. Maxima anomálie R8 jsou zřejmě vyvolána odvaly z těžby pokryvačských fylitů. Pro pokryvačské břidlice udává laboratorní měření tyto střední hodnoty: 3,37 % K, 2.4 ppm U; 19,8 ppm Th (v poměru ke klarkovým hodnotám je zde nižší koncentrace U a vyšší Th). Koncentrace Th v obou typech železnobrodských fylitů jsou ve shodě s hodnotami, které jsou uvedeny v práci Kundráta a Lepky (1998) pro srovnání s barrandienskými břidlicemi. Slabé snížení naměřených hodnot v jz. rohu listu (R10) souvisí s výskytem permských vulkanitů.
Na závěr je nutno upozornit na sníženou kvalitu výsledků letecké radiometrie v členitém terénu mezi Černou Studnicí a Muchovem (pro velkou výšku letu nebylo možno radiometrii místy vyhodnotit). Dále je třeba počítat s tím, že někdy dojde k posunu anomálií (až kolem 100 m) jednak ve směru letu, jednak mezi letovými profily.
Stanovení radonového rizika (radon z geologického podloží) pro území listu vychází z regionálních podkladů a má pravděpodobnostní charakter. Objemová aktivita radonu je v detailu variabilní jak plošně (je ovlivněna tektonikou), tak i časově. Radonové riziko na většině území je střední (2. kategorie), v jz. rohu listu v okolí Frýdštejna dokonce nízké (1. kat.). V s. části území, v granitoidech krkonošsko-jizerského masívu, je radonové riziko vysoké (3. kat). V kontaktní zóně masívu, v pásmu o šířce asi 2 km, v žulách i v krystaliniku existuje možnost výskytu vysokých lokálních anomálií uranu a s nimi zpravidla souvisejících extrémních hodnot objemové aktivity radonu. To platí i pro malou oblast mezi obcemi Loužnice, Radčice a Držkov, která přiléhá k držkovskému zlomu.
  
4. TEKTONIKA
Území listu Jablonec nad Nisou je tvořeno třemi litologicky i geochronologicky odlišnými celky – železnobrodským krystalinikem, granitoidy krkonošsko-jizerského masívu a platformními sedimenty permokarbonu, křídy, terciéru a kvartéru (tektonické deformace kvartérních sedimentů nebyly prokázány, nelze je však v blízkosti lužického přesmyku vyloučit). V každém z těchto celků máme poněkud odlišné projevy tektonických procesů. Zatímco na stavbu krystalinika měly rozhodující vliv deformace duktilní, které se odehrávaly současně s metamorfními procesy v hloubi zemské kůry, pozdně tektonický krkonošsko-jizerský masiv prodělal jen slabé variské duktilně-křehké deformace v době svého vmístění. Permské horniny, kromě obtížně doložitelných variských křehkých deformací, byly intenzivně deformovány podél lužické poruchy během saxonské tektogeneze, během křídy a terciéru.
Duktilní tektonika
Nejkomplikovanější projevy duktilních deformací prodělaly horniny železnobrodského krystalinika, které jsou postiženy polyfázovým variským vrásněním spjatým s vývojem několika systémů foliačních ploch, lineací i vrás a duktilních násunových či poklesových zlomů. Dochází tak k částečnému nebo úplnému přepracování starších strukturních prvků, případně u vrás k interferenci starších a mladších vrásových systémů, což komplikuje interpretaci stratigrafických vztahů. V severní části se navíc projevuje deformace spjatá s vyklenutím krkonošsko-jizerského masívu, která v závěru variského cyklu způsobuje náklon foliací k jihu.
Foliace
Foliační systémy jsou často odlišně vyvinuty v různých litologiích i různých částech velkých vrásových struktur. Úklony foliace jsou převážně střední, orientace vrásových os a lineací jsou schematicky znázorněny na obr. 4-1. V delších ramenech vrás je metamorfní břidličnatost téměř paralelní s původní vrstevnatostí, která se projevuje páskováním a jemnou laminací. V zámcích silně stlačených vrás, kde se vyvinula mladší kliváž, jsou planární prvky k původní vrstevnatosti nebo starší metamorfní břidličnatosti kosé. Převažují mírné až střední úklony, což se v mapě projevuje složitou intersekcí s terénem a komplikovanými tvary těles. K zestrmění foliace dochází jen v jv. cípu mapy v místě uzavírání velké asymetrické brachyantiklinály budované horninami radčické skupiny.
Ke vzniku hustě vyvinuté mylonitické foliace dochází i v relativně masivních horninách v místech dílčích násunových zlomů (např. v bazální části železnobrodského vulkanického komplexu, vystupujícího v údolí Kamenice jv. od Držkova..
Nejstarší foliační systém S0, který je definován původním litologickým páskováním, je často zvrásněn sevřenými až izoklinálními vrásami F1, v.–z. až sz.–jv. směru, které jsou paralelní s dominantní lineací roztažení L1, L2. Tyto vrásy jsou často převrásněny koaxiálními vrásami F2, s proměnlivým úklonem osní roviny. Během vývoje těchto vrás vzniká nový foliační systém S2, který je dominantní v převážné části mapovaného území. Tyto vrásy jsou pak deformovány dvěma systémy otevřených až sevřených vrás v.–z. a sv.–jz. směru, které mají při značné strukturní anizotropii ve fylitech často charakter až zalomených vrás (kink folds). Zejména s druhým systémem vrás bývá spojen vznik strmé kliváže, která v silně deformovaných doménách (v oblasti jv. od Železného Brodu) se stává dominantním foliačním systémem S3.

     	
   	
Obr. 4-1 Strukturně-geologické schéma území mapového listu 03–322 Jablonec n. N. 
Svrchní křída: (svrchní – spodní turon) 1– jizerské a bělohorské souvrství, cenoman, 2 – korycanské vrstvy: křemenné pískovce, Spodní perm: 3 – bazaltoandezit, trachyandezit, Krkonošsko-jizerský pluton: 4 – biotitický granit (liberecký), 5 – dvojslídný alkalicko-živcový granit (tanvaldský), železnobrodské krystalinikum: ponikelská skupina, – porfyroklastický sericitický metagranit, místy silně fylonitizovaný, 7 – bazický metatuf v kontaktní zóně krkonošsko-jizerského plutonu přeměněný na epidotický amfibolit, 8 – grafitický fylit s laminami kvarcitu, 9 – kvarcitický fylit, 10– albitický,sericit-chloritický fylit, 11 – sericitický kvarcit, 12 – sericitický fylit (místy chloritický), radčická skupina, 13 – metaryolit, ryolitové tufy, 14 – metabazalty (polštářové lávy,podřízeně pyroklastika, 15 – pyroxen-amfibolické metagabro,16 – serpentinizovaný pikrit, 17 – metadolerit, 18 – deskovitě odlučné bazické epidot-chloritické metatufy, 19 – grafit-sericitický fylit, 20 – sericit-chloritický a grafitický fylit (pokryvačský), 21 – sericit-chloritický a chlorit-sericitický fylit s příměsí tufu, 22 – páskované tufitické fylity, 23 – průměrné směry a sklony spádnic foliací, 24 – osy antiklinál, 25 – osy synklinál, 26 – zlomy předpokládané, 27 – násuny,přesmyky, 28 – osy vrás, 29 – minerální lineace a lineace roztažení. 	
Lineace
V mapovaném území byly zjištěny různé typy lineací dané např. jednak usměrněním nebo protažením sloupečkovitých minerálů (např. chloritoidu, aktinolitu, živců) protažením agregátů minerálů (slíd, křemenoživcových agregátů v metagranitech), intersekcí dvou systémů ploch, případně lineace definované orientací mikrovrásek, které způsobují svraštění nebo v makroskopickém měřítku protažení lávových polštářů. Starší lineární systémy L1, L2 spjaté se staršími vrásami F1, F2 jsou v oblasti dominantní (obr. 4-1). Jsou jimi deformovány nebo reorientovány minerály, které vznikaly během starší metamorfních fáze, která se odehrávala v podmínkách facie modrých břidlic. Závěrečné fáze této deformace pokračují až v podmínkách facie zelených břidlic, kdy na úkor starších minerálů roste v tlakových stínech chlorit, aktinolit nebo dochází zcela k pseudomorfování minerálů staršího metamorfního stádia. Vznikají tak i intersekční lineace V–Z směru, dané zejména usměrněním slíd. V mapované oblasti jsou ojediněle přítomny i mladší lineace L3 SV–JZ směru, které jsou mnohem více zastoupeny jv. od mapovaného území a souvisí se vznikem mladších vrás a střižných zón stejného směru.
Vrásy
Podobně jako u předchozích strukturních prvků bylo území krystalinika postiženo v době variské tektogeneze i několika přinejmenším třemi významnými fázemi vrásnění. Nejstarší vrásy F1, F2 jsou izoklinální až sevřené překocené nebo ležaté vrásy s převážně ploše ukloněnými osními plochami. Paralelně s osními rovinami vzniká kliváž, která se stává dominantní metamorfní foliací. Tyto vrásy jsou pak převrásněny ohybovými vrásami v.–z. a sv.–jz směru (F3). Interferencí těchto vrás vzniká složitý systém brachyantiklinál a synklinál, který má rozhodující vliv na průběh základních litologických hranic.
Největší struktura tohoto typu vystupuje v jižní části mapy mezi Kopaninou a Bohuňovskem, kde se uzavírá a přechází do velkého brachysynklinoria střední části Krkonoš. V rámci ní je možno s. od Železného Brodu pozorovat dílčí brachyantiklinály původně vulkanických hornin (označována Kettnerem 1921) jako lakolit. Směrem k sz. přechází brachyantiklinála radčické skupiny v brachysynklinálu, která se uzavírá v jižním okolím Pěnčína. Dále k V mezi tektonicky vysunutým blokem železnobrodského komplexu se vkliňuje úzká překocená synklinála mladší ponikelské skupiny. V oblasti mezi Zásadou se obě struktury stýkají a vytvářejí sedlovou část tvaru písmene ypsilon, kde foliace jsou téměř subhorizontální
Křehká tektonika
Dominantními zlomovými strukturami v oblasti jsou zlomy sudetského směru tj. SZ–JV. Jejich vznik patrně souvisí se vznikem lužického zlomového pásma, které je jejich hlavním reprezentantem. Ještě dnes je seismicky aktivním. Toto zlomové pásmo bylo během mesozoika a terciéru několikrát reaktivováno. Pohyby na něm měly v různých obdobích různý charakter. V období svrchní křídy šikmé horizontální posuny znamenaly pokles dna křídové pánve a sedimentaci větších mocností křídy, později se pohyb změnil v kompresní. Došlo k překocení křídových uloženin a výzdvihu permokarbonských sedimentů a exhumaci krystalinika na sv. od zlomu.
Terciérní aktivita na zlomu je doložena výlevy pliocenních vulkanitů na s. svahu Kozákova (mimo list mapy).
V rámci tohoto systému zlomů byly zjištěny a geofyzikálně lokalizovány další zlomy tohoto směru mezi Jabloncem a Maršovicemi a Hutí. Jsou na nich situovány drobné čedičové sopouchy a místy se v jejich blízkosti vyskytuje i křemenná žilovina a křemičité sintry. Jeden z významných poklesových zlomů sz.–jv. směru probíhá napříč mapového listu a dislokuje k jihu se uklánějící hranici tanvaldského granitu a železnobrodského krystalinika. Směr posunu této hranice indikuje výzdvih východní kry a tím obnažení hlubších částí železnobrodského krystalinika na východ od tohoto zlomu. Nově zjištěný sopouch terciérního bazanitu, ležící na tomto zlomu, obsahuje úlomky křídových pískovců, které se v době extruze bazaltu vyskytovaly více než 5 km dále na sever od jejich dnes známých výchozů u lužického zlomu. K témuž systému zlomů patří i zlom situovaný do údolí Mohelky, podél nějž se vytvořila úvalovitá deprese. Explozivní maarová struktura u Rychnova z. od okraje mapy leží patrně v jeho blízkosti. Tentýž směr zlomů dal vznik i Hodkovickému úvalu, který zabíhá do oblasti Frýdštejna. Tzv. rovenský zlom, paralelní svým průběhem se zlomem lužickým odděluje různě deformované segmenty křídy. Na jz. od něj je křída téměř subhorizontálně uložena, sv. od něj je pohybem na lužické poruše vyvlečena, přičemž hodnoty úklonu se pohybují od 30° až do 95°.
Východně od Malé Horky při jižním okraji listu tyto zlomy posunují pravostranně horniny železnobrodského komplexu.
Patrně mladší zlomy reprezentují s.–j. až ssv. – jjz. poruchy, které porušují souvislost linie lužického zlomu. Jsou na ně vázány i žíly a komínové brekcie neovulkanitů. Příčné zlomy, porušující celistvost brachyantiklinály se vějířovitě sbíhají do jejího centra. Jejich vznik patrně souvisí s převrásněním této brachystruktury. Ojedinělý v.–z. zlom omezuje s. od Držkova tektonickou šupinu metabazitů železnobrodského komplexu.
 
Časová rekonstrukce tektonického vývoje
Tektonický vývoj oblasti je výsledkem dvou základních vývojových etap – variské převážně duktilní etapy a platformní etapy, která jen křehce modifikovala základní rysy hornin variského podkladu a jejich mezozoický a terciérní pokryv. Variská orogeneze, která měla rozhodující význam pro stavbu krystalinika sestává ze starší subdukční etapy a mladší násunové tektoniky, kdy jsou komplexy zatažené do větších hloubek opětně tektonicky exhumovány (Kachlík – Patočka 1998b). Ar-Ar datování slíd ukázalo, že tyto procesy se odehrály v několika fázích rozmezí 365–320 Ma let (Marheine et al. 1999a,b). Následuje intruze plutonu (cca 314 Ma), s níž souvisí vyklenutí jádra a vznik antiformní stavby krkonošsko-jizerského krystalinika. Intruze libereckého granitu také narušuje symetrickou zonálnost staršího tanvaldského granitu. Dokladem toho je skutečnost, že při jeho severním kontaktu vystupují na dnešní povrch hlubší části tanvaldského granitu. Větší stáří tanvaldského granitu proto zatím nedává možnost jednoznačné interpretace geologické a tektonické stavby jeho obalu. Násunové plochy jsou místy reaktivovány jako poklesové zlomy. Permské posuny na horizontálních pohybech dávají vznik permokarbonským pánvím typu pull-apart a modifikují vztahy dílčích jednotek krystalinika.
Po dlouhém období denudace jsou horniny podkladu i platformního pokryvu reaktivovány během saxonské orogeneze. Ta má řádu fází v níž dominující roli hrají opět sz. – jv. zlomy, zejména zóna lužického zlomu, které jsou aktivní až do současnosti. V různých etapách se napěťové pole měnilo, proto zlomy měly charakter jak horizontálních posunů, tak přesmyků, které jsou z geologické stavby nejvíce patrné.
 
 5. HYDROGEOLOGIE
Podnebí je zejména v severní části zájmového území relativně chladné s vysokým množstvím srážek, tedy velmi příznivé pro tvorbu a doplňování zásob podzemních vod (tab. 5-1).
 
Tabulka 5-1. Roční úhrny srážek a průměrná teplota (HMÚ)
Stanice	roční úhrn srážek mm	roční teplota oC	nadm.výška m n. m	období	
Lučany n. N	1213	5,5	657	1931–60	
Jablonec n. N.	1001	–	512	1931–60	
Tanvald–Šumburk	1064	–	500	1931–60	
Železný Brod	886	–	290	1931–60	
 
Zájmové území patří do povodí Jizery (Labe), vlastní Jablonec a Nová Ves nad Nisou do povodí Lužické Nisy (Odry).
Charakteristiky vybraných toků:
Jizera: Průměrný průtok pod Kamenicí 16,4 m3/s. Jakost vody (1996–1997) skupina ukazatelů A: Semily až soutok s Kamenicí III. třída (znečištěná voda), dál pak do Turnova II. třída (čistá voda). Skupina ukazatelů B: III. třída.
Lužická Nisa: Průměrný průtok v Proseči n. N. 1,23 m3/s. Jakost vody (1996–97) skupina ukazatelů A i B: III. třída. Od r. 1992 došlo ke zlepšení jakosti vody.
Kamenice: Průměrný průtok při ústí (Spálov) 4,65 m3/s. Jakost vody (1996–97) skupina ukazatelů A: III. třída, skupina ukazatelů B: I. a II. třída.
Významnou regionální hydrogeologickou prací, která pokrývá celé území je Hydrogeologická mapa a Mapa chemismu podzemních vod 1 : 200 000 list 03 Liberec, 04 Náchod a k nim příslušné Vysvětlivky (Jetel 1984a,b, Jetel et al. 1986). Základní význam pro poznání hydrogeologie křídy má Syntéza České křídové pánve (Herčík et al. 1987) – zájmového území se dotýká Bilanční celek 2 Křída povodí Jizery a Hydrogeologie české křídové pánve (Herčík – Herrmann – Valečka 1999). Významnou prací jsou Hydrogeologická studie okresu Jablonec n. N. (Chyba 1971). Regionální surovinové studie okresů Jablonec n. N. včetně podrobně sepsané hydrogeologie se seznamem vodních zdrojů zpracovali Nedomlel – Břízová – Tomášek (1992). Účelovou hydrogeologickou mapu Severočeského kraje s vysvětlivkami (vč. popisu vodních zdrojů) ke každému okresu zvlášť sestavila Janů (1972). (Prameny a podzemní vody v okolí Turnova zpracoval Filip 1951).
 
Podle hydrogeologické rajonizace (Olmer, Kessl et al. 1990) tvoří zájmové území tyto rajóny:
641  Krystalinikum Krkonoš a Jizerských hor
441  Jizerský turon (malý jz. cíp mapy).
 
Horniny na území listu můžeme rozdělit z hlediska hydrogeologie do 9 skupin:
– slatiny a rašeliny (pro využití podzemní vody nevhodné).
– spraše až hlíny (pokryvné útvary prakticky bez zvodnění),
– kvartérní štěrky, písky a sutě (průlinové kolektory)
– terciérní jíly a písky (průlinové kolektory až izolátory)
– terciérní vulkanity (puklinově propustné)
– křídové pískovce (průlinovo-puklinové kolektory)
– křídové jílovce, slínovce, prachovce (izolátory)
– krystalinikum (puklinově propustné – hydrogeologický masív)
Kvartér
Hydrogeologicky nejvýznamnější jsou fluviální uloženiny řek Jizery u Líšného a Kamenice u V. Hamrů, menší význam mají fluviální sedimenty na ostatním území. Hydraulické údaje kvartéru jsou sporadické, převažují hodnoty střední velikosti transmisivity (označení velikosti transmisivity – nízká, střední apod. – odpovídá klasifikaci hornin podle transmisivity – Krásný 1986).
 
Tabulka 5-2. Indexy transmisivity a propustnosti kvartéru (podle mapy 03-32, Burda 1998)
 	Y min	Y max	Y Æ	n	Z min	Z max	Z Æ	n	
Qh Jizera– nad Malou Skálou	5,47	6,32	5,90	4	5,0	5,54	5,33	4	
– dtto vč.Kj a studna	6,17	6,70	 	2	 	 	 	 	
Qh Nisa	5,08	5,72	 	2	 	5,36	 	1	
– studna	 	4,70	 	1	 	 	 	 	
Qh Kamenice – studna	 	6,14	 	1	 	 	 	 	
Suť, hlína vč. studny	4,60	5,99	5,15	3	 	5,10	 	1	
  
Podzemní voda v údolních nivách hydraulicky souvisí s vodním tokem. Podzemní vodu v různě mocných kvartérních sutích je nejvhodnější jímat pomocí zářezů a pramenních jímek.
Chemismus podzemní vody fluviálních sedimentů v krystaliniku: Ca-HCO3, Ca-HCO3SO4, CaMg-HCO3SO4, často vysoké SO4, nízká až střední mineralizace 0,13–0,36 g/l. Kyselé, měkké, zvýšené obsahy Fe, Mn, NH4.
Terciér
Sopouchy a žíly vulkanitů představují nevýznamný puklinový kolektor. Relikty jílů, písků a štěrků představují střídání průlinových kolektorů a izolátorů. Hydraulické údaje na listu mapy chybí. Na listu 03-32 má terciér má převažující transmisivitu velmi nízkou. Výjimkou je studna v Rychnově (za hranicí mapy 03-322) 19 m hluboká s průměrnou vydatností 1 l/s (musí odvodňovat i okolní krystalinikum).
Podzemní vody v terciérních sedimentech má chemický typ CaMgNa-HCO3, CaMgNaK-HCO3Cl, mineralizace 0,17–0,27 g/l, kyselé, měkké, nevyhovují nízké obsahy Ca+Mg (dle mapy 03-32 Burda 1998).
Mezozoikum
Mezozoikum je reprezentováno v levém spodním rohu mapy fragmentem svrchnokřídových sedimentů České křídové pánve. Tato pánev je nejvýznamnější hydrogeologickou strukturou v Čechách. Pro lužickou (severočeskou) křídu je typické tektonické rozčlenění na jednotlivé bloky (kry) a subhorizontální uložení vrstev, s výjimkou území podél lužického zlomu. Kolektory tvoří pískovce, kdežto slínovce, prachovce apod. horniny tvoří izolátory.
Kolektor C je vázán na pískovce jizerského souvrství (Kj). Propustnost převažuje průlinová. Transmisivita je v zájmovém území patrně nízká.
Mezilehlý izolátor C/A tvoří pelity bělohorského souvrství (Kb) s nízkou transmisivitou (Y v rozmezí 3,6–5,0; průměr 4,1).
Kolektor A je vázán na pískovce (na bázi i slepence) perucko-korycanského souvrství (Kpk) s prachovitými a jílovitými polohami. Jeho transmisivita je patrně nízká až střední.
 
Proudění podzemní vody v křídě
Kolektor C má volnou hladinu. Je napájen infiltrací srážek v celé ploše. Pohyb podzemní vody a její odvodnění jsou určovány údolím Jizery (mimo mapu) a jejích západních přítoků.
Kolektor A má hladinu podzemní vody napjatou, na výchozech volnou. Odvodňuje se skrytě do Labe daleko za j. okrajem mapy. Dílčí odvodnění výchozů tvoří nepříliš četné prameny, např. u Frýdštejna. Částečné odvodnění kolektoru A představuje i pramen Teplice (za okrajem mapy).
Chemismus podzemních vod v křídě
Kolektor C – v oblasti s volnou hladinou vznikají infiltrací srážek podzemní vody typu Ca-HCO3 s mineralizací kolem 0,4 g/l na severu území. Ve směru proudění k JV k Jizeře v oblasti odvodnění vzrůstá celková mineralizace na 0,4–0,5 g/l, na J kolem Jizery (mimo mapu) kolem 0,5 g/l. Většinou nevyhovují pro kojence zvýšenými obsahy NO3.
Izolátor C/B (Kb) – v oblasti výchozů a poblíž výchozů má chemický typ Ca-HCO3, CaMg-HCO3SO4, s celkovou mineralizací 0,36–0,50 g/l. Prameny mají celkovou mineralizaci 0,47–0,59 g/l, chemický typ Ca(Mg)-HCO3, Ca-HCO3(SO4) (dle mapy 03-32 Burda 1998)
Kolektor A – v oblasti infiltrace srážek podél Lužického zlomu vznikají podzemní vody s velmi nízkou mineralizací 0,1 g/l typu Ca-HCO3, CaMg-HCO3SO4. Ve směru proudění k J vzrůstají obsahy HCO3, Ca, Na. Celková mineralizace na listu je pod 0,2 g/l.
Permokarbon
V zájmovém území se vyskytují hlavně vulkanitů na malé ploše s omezeným hydrogeologickým významem. Hydraulické údaje chybí. Podle mapy 03-32 (Burda 1998) má velmi nízkou transmisivitu. Tato velmi nízká transmisivita souvisí patrně s morfologickými poměry (svah Lužického zlomu) a s jeho infiltrační funkcí (oblast stoku) pro křídovou pánev.
Proudění podzemní vody v permu je lokální s infiltrací po celé ploše a s odvodněním do místních erozních bází. Hlubší proudění bylo v blízkém okolí zájmového území zaznamenáno snad pouze v okolí Lužického zlomu (pramen Teplice).
Podzemní voda v permských vulkanitech má chemický typ CaMg-HCO3, CaNa-HCO3 a celkovou mineralizaci 0,2–0,55 g/l (Burda 1998).
Krystalinikum
Krystalinikum (plutonity a metamorfity) představují hydrogeologický masív, který se vyznačuje propustností puklinovou, pouze v pásmu připovrchového rozpojení a rozvolnění hornin je kombinována s propustností průlinovou. Nízká průměrná transmisivita v zájmovém území (viz tabulka 5-3 – Burda 1998) odpovídá obvyklým hodnotám krystalinika v Českém masivu. Neslučuje se proto s regionálními hodnotami Jetela et al. (1986) pro připovrchovou zónu krkonošsko-jizerského plutonu, pro který udává střední transmisivitu s o řád vyšším průměrným Y = 5,4. V jz. cípu listu krystalinikum tvoří relativně nepropustné podloží křídy.
 
Tabulka 5-3. Indexy transmisivity vrtů v krystaliniku na listu 03-32
 	Y min	Y max	Y Ć	n	
granity*	3,24	5,41	4,49	10	
fylity	3,57	5,32	4,38	12	
*..včetně studny a s kvartérem
Proudění podzemní vody je lokální s infiltrací po celé ploše. Pohyb a odvodnění je v připovrchové zóně určován především morfologií terénu, odvodňuje se převážně v terénních depresích četnými drobnými prameny, četnými rozptýlenými vývěry (prameništi) a přírony do povrchových toků. Hlubší proudění bylo na listu zaznamenáno snad pouze v okolí Lužického zlomu (pramen Teplice, Zlatá voda u Smrčí).
V horském reliéfu lze vyčlenit ještě zónu velmi rychlého oběhu na svazích převážně v sutích, kdy rychlost proudění podzemní vody může být i několik stovek m za den. Na většině území rychlost proudění nepřesahuje několik m za den (Jetel 1986).
Prameniště a prameny větších vydatností (kolem 1 l/s) jsou poměrně časté na svazích a úpatí horských hřebenů (jímány zářezy, pramenními jímkami a studnami pro Jablonec n. N. a ostatní obce – dříve hlavní zdroj pitné vody, dnes hlavní zdroj představuje voda povrchová), v podhorském reliéfu jsou vzácnější. Prameny a prameniště z granitů dosahují vyšších vydatností než z fylitů, což je způsobeno i vyšší nadmořskou výškou Černé Studnice oproti železnobrodskému krystaliniku.
Nápadně veliké je množství vydatných pramenů a pramenišť v okolí kontaktu tanvaldského granitu a železnobrodského krystalinika (fylitů) (obce Velké Hamry II, Zásada, Dolní Černá Studnice, Dobrá Voda). Vysvětlení jsou možná dvě: a) Vyšší propustnost puklin v granitu způsobí, že mělká podzemní voda sestupující z hřbetu Černé Studnice se na kontaktu s fylity vzdouvá a vytváří přelivné prameny – což je pravděpodobné; b) vyšší propustnost samotného kontaktu granitu a krystalinika, kontakt by působil jako drenáž okolních hornin, taktéž jako odvodnění hlubších pozemních vod – pro tento závěr hovoří 2 výskyty údajně výše mineralizované podzemní vody (tzv. minerálky) na s. okraji Velkých Hamrů, přímé důkazy však chybí. Podobně několik pramenů vyvěrá z kontaktu (a jeho okolí) libereckého a tanvaldského granitu. Např. pramen v Kokoníně vyvěrá z křemenné žíly na zlomu v v granitu, pramen Potoční studně v D.Č. Studnici přímo ze zlomu na hranici granit/fylit, pramen v H. Zbytkách v poloze amfibolitu pod hranicí granit/fylit, atd. Taktéž je nápadnější koncentrace pramenů a pramenišť v okolí kontaktu tanvaldského a libereckého granitu na s. svahu Černostudničního hřbetu na j. okraji Smržovky a Nové Vsi n.N.
Nejvyšších vydatností – kolem 1 l/s dosahují tyto prameny: studánka č. 03-27 v Jablonci 2 l/s (liberecký granit, veřejný odběr), pramen Lužické Nisy (1 l/s liberecký granit), „Potoční studně“ v D.Č.Studnici 4–5 l/s (na zlomu granit/fylit), ”Mordýřská studánka” 3 l/s (tanvaldský granit a suť, studánka zachycuje pouze část velmi rozsáhlého prameniště), prameny „V Havaji“ u Zásady celkem 8 l/s (část prameniště pozorována ČHMÚ, zlom ve fylitu), studánka 05-10 ve Střední Smržovce 1 l/s (liberecký granit), primitivní studánka u Skuhrova – V Hermě >1 l/s (fylit, suť),
Rozsáhlá prameniště jímaná studnami a pramenními jímkami pro místní vodovody jsou soustředěna především na z., s. a j. svahu hřbetu Černé Studnice – jímají podzemní vodu především ze sutí a z tanvaldského, méně libereckého granitu – např. pro Zásadu až 12 l/s, pro Smržovku (Jelení kout – tvoří cca 15 jímek se zářezy) průměrně 2,5 l/s, podobně pro Novou Ves, pro Jablonec n. N. – prameniště Černá Studnice I a II (asi 50 jímacích objektů mezi Jabloncem a H.Č.Studnicí) průměrně 4 l/s.
Poměrně nižších vydatností dosahují jímací území v železnobrodském krystaliniku. Nejvydatnější z nich je zřejmě u Držkova „V potůčkách“ průměrně 2,5 l/s (na zlomu ve fylitu, 2 jímky se zářezy, vybudováno 1925) a prameniště Jirkov – Střevelná (zářezy) pro Železný Brod průměrně 1,7 l/s.
Chemismus podzemní vody v připovrchové zóně je typický nízkou mineralizací, velmi proměnlivou kvalitou, vody jsou kyselé, měkké s velmi častými vyššími obsahy SO4 (z imisí). Chemický typ: Ca-HCO3, Ca-HCO3SO4, CaMg-SO4HCO3, CaNaMg-SO4HCO3. V hlubší puklinové zóně převažuje chemický typ Ca-HCO3, slabě kyselé až neutrální reakce, podzemní voda je velmi měkká s nízkou mineralizací.
Ve fylitech převažuje chemický typ CaMg-HCO3SO4 s mineralizací 0,06–0,36 g/l, často zvýšené obsahy Fe, Mn, NH4, příliš nízký obsah Ca+Mg (z hlediska normy ČSN 71 111 Pitná voda). V pramenech převažuje chemický typ CaNa-HCO3SO4, CaMg-HCO3SO4 s celkovou mineralizací 0,18–0,24 g/l.
Podzemní vody v granitech mají proměnlivý chemický typ se zastoupením převážně Ca, Na a HCO3, SO4, často s podíly Cl, mineralizace je též velmi proměnlivá 0,05–0,49 g/l (příčinou je velmi rychlý oběh vody v připovrchové zóně na Studničním hřbetu), z hlediska pitných účelů často nedostatečné obsahy Ca+Mg, zvýšené NH4, NO3, Fe, Mn, nízké pH. Prameny mají chemický typ CaMg-SO4HCO3, CaMgNa-SO4HCO3NO3, velmi nízkou mineralizaci 0,06–0,12 g/l, nedostatečné obsahy Ca+Mg.
Lužický zlom
Z hydrogeologického hlediska nemá tak velký význam, jak by mohlo vyplývat z jeho tektonického významu. Je totiž víceméně nepropustný, svědčí o tom drobné prameny a mokřiny, sledující jeho průběh. Příčné dislokace, doprovázející Lužický zlom, jsou podstatně propustnější. Proto je tektonická zóna sledující Lužický zlom vhodným místem pro infiltraci vod a komunikačním systémem pro sestupující podzemní vody. Výrony na Lužickém zlomu jsou ojedinělé – pramen Teplice v údolí Jizery, které je zaříznuto 130 m hluboko, v němž je pruh cenomanských pískovců příčnou dislokací přerušen a posunut.
Termominerální vody
Skutečné termální a minerální vody se na listu nevyskytují, nicméně kritériím termálních vod se blíží pramen Teplice za jz. okrajem mapy. Pramen Teplice vyvěrá v Malé Skále na levém břehu Jizery. Celková mineralizace je nízká 0,12 g/l, chemický typ Ca-HCO3, bez dusičnanů. Má stálou vydatnost okolo 8,5 l/s a stálou teplotu 14,5 °C, tj. o 6–8° vyšší než je roční průměrná teplota vzduchu, což dokazuje hlubinný původ podzemní vody z pramene. Pramen Teplice je částečně vodárensky využit (vč. koupaliště), jeho nevyužitý topný výkon (prostřednictvím tepelného čerpadla) by dosahoval 450 kW. Vyvěrá z Lužického zlomu a jeho infiltrační oblast není známa (musí být značně rozsáhlá, zřejmě v cenomanu, krystaliniku a permu podél Lužického zlomu). Naproti na pravém břehu Jizery je obdobný, ale skrytý výron do údolního náplavu, který znemožňuje lokální zamrzáni Jizery.
Na v. okraji Jablonce n.N. v Jabloneckých Pasekách byly od roku 1893 lázně se 3–4 slabě radioaktivními prameny (radioaktivita zdaleka nedosahovala kritéria pro minerální vody (Kovařík 1998).
Údajné tzv. minerálky na s. okraji Velkých Hamrů jsou v prvním případě zaniklý pramen u strážního domku, ve druhém případě voda ve studni s údajně vysokou mineralizací, nevyhovující pro pití – bohužel nepodařilo se odebrat pro chemickou analýzu.
Využívání a ochrana podzemních vod
Typické je velké množství využívaných pramenů a pramenišť (zachycených studnami a pramenními jímkami často se zářezy) pro individuální i skupinové vodovody (Jablonec, Smržovka, Pěnčín, Skuhrov, Železný Brod.). Zasahuje sem i vodovod povrchové vody z nádrže Josefův Důl a Souš (Jablonec, Zásada – v suchých obdobích, Smržovka?, V. Hamry?, Pěnčín?, Držkov, Železný Brod?).
Výchozy kolektorů C a A jsou vysoce zranitelné. Kolektor C má v případě překrytí kvartérními sedimenty (vč. spraší a sprašových hlin) zranitelnost střední až vysokou, kolektor A je mimo oblast výchozů nezranitelný.

6. PŘEHLED INŽENÝRSKOGEOLOGICKÝCH POMĚRŮ
Podle regionálně inženýrskogeologického dělení (Matula – Pašek 1986) zahrnuje území listu Jablonec n. N. region krystalinika, oblast hornatin krystalinika. Inženýrskogeologická prozkoumanost území je soustředěna převážně na větší sídelní celky (Jablonec n.Nisou), odkud jsou k dispozici některé posudky a zprávy týkající se výstavby různých objektů či inženýrských sítí v lokalitách katastrů jednotlivých měst a obcí. Jejich seznam je uveden v seznamu literatury. Vlastním podkladem pro zkoumání inženýrskogeologických poměrů zájmového území byla Geologická mapa ČR 1 : 50 000, list 03-32 Jablonec n.Nisou a příslušná rozpracovaná geologická mapa v měřítku 1 : 25 000, list 03-322 s vysvětlivkami.
Z negativních faktorů ovlivňujících výstavbu v mapovaném území je možno uvést výskyt rozsáhlejších oblastí, kde kvartérní pokryv tvoří hlinitokamenité sedimenty s balvany a bloky na úpatí strmých svahů. Část území, kde není vhodné rozvíjet stavební činnost zaujímají chráněná území a přírodní rezervace.
Na základě litologického charakteru horninových komplexů vzniklých za obdobných faciálních podmínek se shodnými nebo podobnými geotechnickými vlastnostmi je možno v mapovaném území vyčlenit celkem 5 rajónů hornin předkvartérního podkladu a 6 rajónů hornin kvartérního pokryvu.
  
Rajón slabě metamorfovaných hornin je tvořen skalními horninami, zastoupenými především různými typy fylitů, které patří krkonošsko-jizerskému krystaliniku. Vyskytují se v širokém pruhu j. od Jablonce a dále na v. k Velkým Hamrům. Na jihu zasahují k Frýdštejnu, Malé Skále, Železnému Brodu a k Semilům. Komplex fylitů je prostoupen několika systémy puklin a hojnými puklinami nepravidelnými. Pukliny bývají většinou hladké, rovné a bez výplně, více otevřené pukliny mají hlinitopísčitou výplň. Hustota puklin je silně variabilní.
Horniny jsou při svém povrchu zvětralé a rozvolněné. Zvětralé fylity jsou hojně rozpukané, lístečkovitě, střípkovitě a destičkovitě rozpadavé. Navětralé jsou křehké, hustě rozpukané a na puklinách a plochách foliace limonitizované. Eluvium má charakter hlinitých a jílovitých písků až písčitojílovitých hlín s větším nebo menším procentem příměsi různě hrubého skeletu. Eluvia jsou převážně mocná 1–5 m, ojediněle je udávána mocnost 7–9 m. Rozhraní navětralých a technicky zdravých hornin probíhá přibližně v hloubkách 6–15 m od povrchu skalního podkladu. Nezvětralá hornina bývá středně až hustě rozpukaná, převážně podél ploch foliace, v hlubších zónách jsou pukliny sevřené a neprůběžné. Mohou být zastiženy také poruchové partie řádově dm mocnosti. Některé poruchy jsou druhotně vyplněny křemenem a kalcitem, dochází ke stmelení úlomků a hornina má až charakter brekcie. Nezvětralé partie poskytují únosné a málo stlačitelné základové půdy a mohou být i obtížně těžitelné. Těžitelnost nezvětralých hornin odpovídá třídě 5. a 6., zatřídění dle ČNS 73 1001 je R2, R3. Většinou jsou však intenzívně rozpukané a v povrchových partiích zvětralé. Podzemní voda se vyskytuje většinou ve zvětralinové přípovrchové vrstvě v proměnlivé hloubce. Odtěžené navětralé sericitické fylity jsou podle ČSN 72 1002 vhodné pro použití do násypů. Eluvia charakteru písčitojílovitých hlín patří podle ČSN 72 1002 do skupiny VII–VIII vhodnosti pro silniční podloží. Tyto zeminy jsou namrzavé, nestabilní a poskytují málo vhodné silniční podloží. Rovněž pro použití do násypů jsou eluvia fylitů málo vhodná až nevhodná. Obsahují-li však větší množství úlomků (štěrková frakce 30–50 %), patří do skupin V–VI, (mírně namrzavé), dobře vyhovují silničnímu podloží a rovněž pro použití do násypů jsou tyto zeminy vhodné.
 
Tab. 6-1. Geotechnické vlastnosti zvětralin fylitů (podle VPÚ Praha – Herst et al. 1997)
Ip – index plasticity = 2,0–13,0 %	Edef – modul přetvárnosti = 6,7–6,8 MPa  	
wL – mez tekutosti = 23,7–47,7 %	wn – přirozená vlhkost váhová 7,0–27,4 %	
 
Proctorova zkouška zhutnění: 
r max – max. objemová hmotnost 	1850	1990  	2030	 2160 kg.m-3	
wopt – optimální vlhkost	13,0	11,5	12,0	 9,5 %	

Rajón masivních metamorfovaných hornin je zastoupen horninami spodnopaleozoického vulkanického komplexu. Horniny tohoto rajónu jsou odolné vůči zvětrávání, zvětrávají do hloubek ca 1 m, konečným produktem jsou jílovitopísčité hlíny s obsahem úlomků. Nezvětralé partie poskytují únosné a málo stlačitelné základové půdy s hladinou podzemní vody většinou hlouběji zakleslou pod terén. Ve zdravém stavu jsou tyto horniny tvrdé a houževnaté,těžitelnost odpovídá třídě 6.–7., podle ČSN 73 1001 je řadíme do třídy R1, R2.
  
Rajón magmatických intruzívních hornin zahrnuje rozsáhlé těleso krkonošsko-jizerského plutonu, kde jsou zastoupeny dva typy granitů i s jejich poměrně chudým žilným doprovodem. Jedná se o porfyrický středně zrnitý biotitický granit liberecký a středně zrnitý muskovit-biotitický granit tanvaldský (dříve dvojslídná žula). Rajón zaujímá plochu v s. části mapového listu od Jablonce až k Tanvaldu.
Tanvaldský granit se vyskytuje při j. okraji plutonu, kde buduje hřeben Muchova a Černé Studnice. Svrchní partie granitů jsou zvětralé a silně rozpukané. Hornina má hnědou až rezavě hnědou barvu a rozpadává se na štěrčík a střednězrnitý až hrubozrnný hlinitý písek s křemennými a živcovými zrny, se šupinkami biotitu a s obsahem úlomků velikosti 2–10 cm. Častá jsou rovněž eluvia charakteru písčitých hlín s úlomky a se zajílovanými polohami. V důsledku rozpukání je hornina zvětralá velmi nerovnoměrně. Eluvia obsahují často velké balvany matečné horniny, kterých do podloží přibývá nebo přecházejí ve zcela zvětralou „shnilou“ skálu. Mocnosti eluvií se lokálně mění, převážně jsou vyvinuty na plochých terénních depresích a mírných svazích, kde se jejich mocnost pohybuje od 1 do 4 m. V místech intenzivního tektonického porušení však může dosahovat mocnost eluvií až 15–17 m, max. 20 m, přičemž na zvětrání spolupůsobí i vliv podzemní vody (kaolinizace živců). Značnou roli při vzniku mocného zvětralinového pláště sehrálo rovněž periglaciální klima v předpolí kontinentálního ledovce.
Vlivem povrchové proudící vody dochází ke splachování a odnosu eluviálního pokryvu (přívalové deště) a také k podzemní sufozi uvnitř eluvia.
 
Tabulka 6-2. Geotechnické hodnoty eluvií granitu z již. okolí Jablonce n. N. (Brýda ,1974 ).
žlutý ulehlý písek s drobnými kameny – štěrkem (11%)	
přirozená vlhkost objemová	24,6 %	
objemová hmotnost	2050 kgm-3	
pórovitost	32,9 %	
stupeň nasycení	0,77	
efektiv. úhel vnitř.tření	37,8°	
efektivní soudržnost	0,0 kPa	
  
Proctorova zkouška zhutnění: hlinité písky s drobnými kameny – štěrkem	
r max – max. objemová hmotnost	1850	1860	1900 [kgm-3]	
wopt – optimální vlhkost	13,5	14,0	11,8 [ % ]	
  
r max – max. objemová hmotnost	1810 [kgm-3] 	
wopt – optimální vlhkost	13,5 [ % ]	

Ve výchozech na hranách údolních svahů a ve hřbetech je granit většinou navětralý, místy až zvětralý, což opět závisí na různé intenzitě tektonického porušení. Charakteristický je blokovitý rozpad granitu, kdy hornina rychle větrá a puká podle vertikálních a subhorizontálních odlučných ploch. Další příčinou snadného zvětrávání a malé odolnosti granitu je porrická struktura s velkými a snadno větrajícími vyrostlicemi živců a s množstvím slídy. Odolnější jsou jemnozrnnější nebo více prokřemenělé partie.
Rajón poskytuje pro zakládání vhodné a únosné základové půdy včetně svých zvětralých partií. Horniny mají místy i hustou pravidelnou síť puklin, které jsou otevřené do značných hloubek, ale plošné zakládání neovlivní. V nezvětralých partiích se nepříznivě uplatňuje velmi těžká rozpojitelnost a řadíme je dle ČSN 73 3050 do 6.–7. třídy těžitelnosti. Hladina podzemní vody leží zpravidla hluboko pod povrchem. Dle ČSN 73 1001 řadíme tyto horniny do třídy R1, R2, zvětralé a navětralé do třídy R3, R4.
Rajón představuje významný zdroj kvalitního stavebního i dekorativního kamene a písků. V minulosti zde byla hornina těžena řadou stěnových lomů, dosud je v provozu velký lom u Horní Černé Studnice.
Hlinitopísčitá eluvia granitů a granodioritů jsou namrzavá, výjimečně mírně namrzavá, dle ČSN 72 1002 představují III. až IV. skupinu vhodnosti pro silniční podloží (nejčastěji skupina III.) a jsou vhodné až velmi vhodné do násypů.
  
Rajón efuzívních hornin tvoří jednotlivé plošně omezené výskyty svrchnopaleozoických bazaltandezitů a trachytandezitů (melafyrů) z okolí Frýdštejna a pruhy drobnozrnného granitu a granitového porfyru, které prorážejí ve formě žil žulou krkonošsko-jizerského plutonu u Nové Vsi n. Nisou a u Tanvaldu. Dále se jedná o nepatrné výskyty terciérních nefelinických bazanitů a olivinického nefelinitu, které vystupují rovněž v okolí Frýdštejna.
Z hlediska zakládání představuje tento nepatrně rozšířený rajón velmi únosnou základovou půdu, v nezvětralém stavu se uplatňuje velmi obtížná těžitelnost (6.–7. třída). Dle ČSN 73 1001 je řadíme do třídy R1, R2. Písčitojílovitá eluvia bazaltů jsou zeminy namrzavé až nebezpečně namrzavé, představují silniční podloží skupiny VI. a jsou nevhodné až málo vhodné do násypů ve smyslu ČSN 72 1002.
Bazalty jsou surovinou, která svými vlastnostmi vyhovuje požadavkům kladeným na materiál k výrobě štěrků a drtí a byly proto v minulosti intenzivně těženy (opuštěné lomy sz. od Frýdštejna – mimo list Jablonec n. N.).
  
Rajón pískovců a slepencových hornin je budován svrchnokřídovými horninami, které náleží k jizerskému, bělohorskému a perusko-korycanskému souvrství. Vyskytuje se pouze nepatrně v jz. cípu mapy, jz. od Frýdštejna a z větší části je překryt kvartérními deluviálními sedimenty. V největší míře je zastoupeno jizerské až bělohorské souvrství převážně tvořené písčitými slínovci, vápnitými pískovci až písčitými vápenci. Cenoman je zastoupen středně zrnitými křemennými pískovci.
Pískovce i písčité slínovce jsou horniny únosné a málo stlačitelné, takže tvoří vhodná území k zástavbě včetně jejich eluvií. Hladina podzemní vody bývá ve větších hloubkách bez vlivu na plošné zakládání. Řadíme je dle ČSN 73 1001 do třídy R3 (R2), třídy těžitelnosti jsou převážně 4. (5.).
V pokročilém stádiu zvětrávání se na pískovcích tvoří poměrně mocná písčitá eluvia (písky a písky s úlomky). Písky jsou obyčejně rezavě hnědé a hnědé a obsahují úlomky, které se snadno rozpadají. Tato eluvia jsou zcela propustná až polopropustná a svrchnokřídové pískovce obsahují zčásti průlinovou a zčásti puklinovou podzemní vodu. Slínovce zvětrávají na jílovitopísčité až písčitojílovité hlíny s obsahem úlomků. Ty jsou náchylné k objemovým změnám. Hlouběji jsou slínovce navětralé, převážně úlomkovitě rozpadavé.
  
Rajón říčních teras se nachází pouze podél řeky Jizery, kde zaujímá menší plochy lemující její tok. Převážně se jedná o relikty teras terciérního stáří, které se nacházejí sv. od Malé Skály a s. a sz. od Železného Brodu. Nepatrně jsou zastoupeny také pleistocénní terasové sedimenty.
Vyskytují se zde převážně hrubší písky a štěrky, které představují zeminy poskytující vhodné a únosné základové půdy a materiály vhodné do násypů i pro podloží komunikací. Jsou dostatečně únosné, málo stlačitelné, převážně ulehlé a dobře těžitelné, mírně namrzavé až namrzavé. Podle ČSN 72 1002 tvoří převážně silniční podloží třídy III.–V. Hladina podzemní vody se může vyskytovat mělčeji pod terénem a při zakládání se v písčitých polohách mohou nepříznivě uplatňovat přítoky do stavebních jam, kdy vyplavováním jemných frakcí může docházet i k sufozi.
Zatřídění zemin rajónu podle ČSN 73 1001 je S2, G2 až G4, dle ČSN 73 3050 třídy 2.–4., ČSN 73 6824 skupiny GW, GP, SW.
  
Rajón deluviálních sedimentů zahrnuje hlavně hlinitokamenité soudržné i nesoudržné zeminy což jsou drobně až hrubě kamenité písčité a písčitojílovité hlíny a hlinité písky až hlinité štěrky.
Vyskytují se na svazích kopců a v závěrech údolí potoků na omezených plochách, které se nacházejí po celé ploše mapovaného území. V sv. části území, kde vystupují vrcholy Černá Studnice, Pustina a Muchov obsahují tyto sedimenty příměs balvanů a bloků nebo mají charakter hrubých balvanitých sutí, proměnlivě zahliněných a jsou také plošně nejrozsáhlejší.
Deluviální sedimenty na skalním podkladu tvořeném fylity mají převážně charakter jílovitých až písčitojílovitých hlín s hojnými úlomky velikosti 1–10 cm. Často se vyskytují i štěrkové hlíny a hlinitokamenité sutě s plochými úlomky velikosti 10–30 cm, ojediněle 50 cm, v množství kolem 60 % obsahu. Výplň tvoří písčité hlíny, naspodu polohy mohou být i bez výplně. Mocnosti se pohybují převážně od 1 do 2,5 m, max. do 5 m.
   
V okolí Těpeří byly zatříděny úlomkovité hlinité sutě do třídy G3 s následujícími geotechnickými hodnotami:
g n = 19,00 kNm-3   	 Edef  = 110 MPa   	 cef = 0,0 kPa   	  f ef  = 37°	
   
Deluvia na granitech jsou hlinité písky s úlomky, příp. se štěrkem a písčité hlíny. Jejich barva je šedá, šedohnědá a rezavě hnědá, mocnosti se pohybují nejčastěji od 1 do 4 m. Největšího plošného rozšíření a mocnosti dosahují na j. a jv. svazích vrchů Černé Studnice, Pustiny a Muchova, kde se vyskytují hlinitokamenité a hlinitobalvanité sutě s balvany a bloky o velikosti přes 1 m. Ve výplni převládají písčité hlíny se štěrkem. Bloky mají tvar hranolů a desek a jsou roztroušené nebo tvoří akumulace – kamenná moře. Mocnosti těchto sedimentů dosahují ve zmiňované oblasti 4–11 m. V okolí Jablonce jsou popisovány ulehlé hlinité písky s úlomky žuly o velikosti 1–5 cm a obsahu do 20 %. Úlomky jsou částečně opracované i neopracované. V hlinitokamenitých sutích dosahují nejčastěji velikostí 10–15 cm
  
Tabulka 6-3. Geotechnické hodnoty deluvií na granitech z okolí Jablonce (Brýda 1974 MS).
 	hlinitý písek	písčitá hlína
se štěrkem (11%)	hlinitý písek
se štěrkem 40%	
ČSN 73 1001	S4 - SM	F3 - MS	S4 - SM	
Ip	–	8,8	–	
wL [%]	–	37,0	–	
Ic	–	–	–	
wn [%]	35,7	32,4	12,1	
g n [kNm-3]	18,70	19,75	16,50	
Sr	0,84	0,91	–	
n [%]	42,6	40,8	–	
cef [MPa]	0,22	–	0,15	
f ef [o]	34	–	38,4	
Edef[MPa]	–	7,8	87,5	

Deluviální písčitohlinité a kamenitohlinité sedimenty poskytují na mírných svazích vcelku dobrou základovou půdu, dobře rozpojitelnou a těžitelnou. Negativně ji může ovlivňovat přítomnost podzemní vody závisející na atmosférických srážkách. Hladina podzemní vody se nachází většinou v hloubkách 1–5 m pod terénem. Přibýváním kamenité, balvanité a blokovité složky se však stávají tyto zeminy obtížně těžitelné a pro zakládání méně vhodné. Balvany a bloky v podzákladí způsobují rozdíly v sedání stavby, zvyšují kubaturu výkopů a obtížně se odstraňují.
Kamenitohlinité zeminy jsou namrzavé až nebezpečně namrzavé, do násypů vhodné až velmi vhodné (ČSN 72 1002), pro podloží komunikací představují skupinu II a III. Jílovitopísčité a jílovité zeminy náleží do skupiny V–VIII.
Podle ČSN 73 1001 je řadíme do tříd F1, F3, F4, F5, F7, S3, S4, G3, G4, třídy těžitelnosti jsou 3.–4. Kamenité a balvanité suti řadíme do skupin Cb a B. Zařazení dle ČSN 73 6824 je do skupin GW, GM, GC, SP, SC, ML, MH, CL.
 
Rajón náplavů nížinných toků vyplňuje údolí potoků (Novoveský, Žernovník) a údolí řek Kamenice, Jizery a Mohelky. Nejširší údolní nivu má v zájmovém území řeka Kamenice v obci Velké Hamry a Plavy. Ve výplni převládají písky, písčité štěrky, písčité, jílovité a jílovitopísčité hlíny, písčité jíly a různě mocné polohy organogenních jílů. Mocnosti náplavů se pohybují cca od 2 do 5 m, ojediněle do 10 m (Novoveský potok). V údolním dně Kamenice a Smržovského potoka jsou také popisovány polohy hlinitopísčitého štěrku s hrubými valouny až balvany. Mezerní výplň těchto štěrků tvoří hrubozrnné hlinité písky. Dále se v aluviálních náplavech vyskytují písčité a prachovité hlíny s organickou příměsí tuhé až pevné konzistence a jemnozrnné hlinité a jílovité písky s polohami organických jílů měkké až tuhé konzistence.
  
Tabulka 6-4. Hodnoty geotechnických vlastností fluviálních sedimentů v údolí Mohelky a Novoveského potoka (Brýda 1974 , Vosyková 1980 )
 	hlinitý písek
se štěrkem 35 %	písčito jílovitá
hlína	jílovitý písek	jílovitá hlína	jílovitá hlína
s org. zbyt.	
ČSN 73 1001	S4 - SM	F7 - MH	S5 - SC	F7 - MH	F7 - ME	
Ip	–	20,1	12,6	26,3	54,2	
wL [%]	–	51,0	44,7	66,5	107,9	
Ic	–	měkká	–	měkká	kašovitá	
wn [%]						
8,9	50,7	38,8	57,7	67,1		
g n[kNm-3]	19,10	18,40	17,40	17,15	15,65	
Sr	–	0,90	–	0,86	0,83	
n [%]	–	56,1	–	62,1	69,9	
cef [MPa]	0,08	–	–	–	–	
f ef [o]	41,5	–	–	–	–	
Edef[MPa]	12,7	6,1	9,6	5,4	4,5	
  
Proctorova zkouška zhutnění: hlinitý písek se štěrkem
r max – max. objemová hmotnost	2030 [ kgm-3]	
wopt – optimální vlhkost	10,4 [ % ]	
		
Ip – index plasticity 	cef – efektivní soudržnost	
Edef – modul přetvárnosti	g n – objemová tíha 	
Ic – stupeň konzistence 	f ef – efektivní úhel vnitřního tření	
wL – mez tekutosti	Sr – stupeň nasycení 	
wn – přirozená vlhkost 	n – pórovitost	

Rajón představuje území pro zástavbu podmínečně vhodné až nevhodné, kde je nutno při zakládání provádět většinou více či méně náročná technická opatření. Základová půda je do hloubky nestejnorodá a pod vlivem mělké hladiny převážně agresívní podzemní vody. Proto bývá málo únosná a silně a nestejnoměrně stlačitelná. Při plánování zástavby tohoto rajónu je třeba se také vyhnout zaplavovaným územím. Jílovitohlinité a jílovité zeminy jsou náchylné k objemovým změnám, jsou nebezpečně namrzavé a jako silniční podloží málo vhodné až nevhodné (třídy VII, VIII, IX, X) a zpravidla je nutné je odstranit.
Písčité a štěrkovité polohy náplavů řadíme dle ČSN 73 1001 do tříd G3, G4, G5, S3, S4, S5, písčité a písčitojílovité hlíny do tříd F3, F5, F7 a písčité jíly, jíly do F4, F6, F8. Z hlediska těžitelnosti patří do tříd 2. až 4. a podle ČSN 73 6824 do skupin GP, SC, CL, CH, ML, MH, OL.
  
Rajón deluviofluviálních sedimentů obsahuje výplň dna mělkých splachových depresí a níže po svahu přecházejí do sedimentů fluviálních. Bývají protékány občasnými i trvalými drobnými vodotečemi. Jedná se o písčité a písčitojílovité hlíny a hlinité a jílovité písky s obsahem úlomků. Jejich zrnitostní vytřídění je nedokonalé a opracování horninových úlomků je malé. Mocnosti bývají nejčastěji kolem 2 m, maximálně i 5 m. Hladina podzemní vody v nich kolísá v závislosti na srážkách, je však nutno počítat s jejím výskytem spíše mělce pod terénem. Deluviofluviální sedimenty jsou dobře i málo únosné, konsolidované i silně a nestejnoměrně stlačitelné. Poskytují podmínečně vhodnou základovou půdu a pro zakládání přicházejí v úvahu jen pro nenáročné stavby. Jsou namrzavé až nebezpečně namrzavé, bez úpravy málo vhodné až nevhodné pro podloží komunikací a do násypů. Podle ČSN 73 1001 je řadíme do tříd F3, F5 a S3 až S5, do 2. a 3. třídy těžitelnosti a podle ČSN 73 6824 do skupin SM, ML, CL, SC.
Podle SG Praha byly jv. od Jablonce zjištěny na těchto zeminách hodnoty přir. vlhkosti 10,7–13,0 a indexu plasticity 4–7.
  
Rajón organogenních a organických zemin má jen nepatrný rozsah. Vyskytuje se mezi Novou Vsí a Smržovkou a u Horní Černé Studnice na omezených plochách. Jedná se o vrchovištní rašeliniště postglaciálního stáří, které se vyskytují v pramenních oblastech potoků nebo jsou vázány na zamokřené terénní deprese. Plošně nejrozsáhlejší rašeliniště se vyskytuje sz. od Loužnice na ploše cca 500 x 60 m. Mocnosti rašelin se pohybují max. do 2–3 m. Převážně jsou vedeny jako ložisko mimo Bilanci zásob ložisek nerostných surovin ČR.
Podle ČSN 73 1001 patří tyto organické sedimenty mezi zvláštní zeminy, které jsou pro zakládání zcela nevhodné obsahem organické hmoty a přítomností stálé hladiny podzemní vody mělce pod terénem. Třída těžitelnosti je podle ČSN 73 3050 2. a 3.
  
Rajón násypů, výsypek a odvalů zahrnují hlavně skrývkové haldy lomů, které jsou v zájmovém území nejmohutnější po těžbě pokrývačských fylitů. Vyskytují se nejvíce v s. okolí Železného Brodu mezi Alšovicemi, Radčicemi a Jirkovem. Největší z nich dosahují délky až 500 m a tvoří je volně sypaný nehutněný hlinitokamenitý materiál, ulehlý pouze vlastní váhou (vrcholný rozmach těžby pokrývačských fylitů spadá do poloviny 19. stol.). Dále sem zařazujeme velké těleso skládky inertních materiálů u Maršovic.
Rajón obsahuje nehutněné sypaniny, které jsou bez náročných úprav pro zakládání nevhodné. Podle ČSN 73 1001 patří do skupiny Y, třída těžitelnosti je 3.–5. podle charakteru a ulehlosti.
Geodynamické jevy
Mapovanou oblast můžeme charakterizovat ojedinělým výskytem sesuvných pohybů. Příznivější podmínky pro sesuvné pohyby jsou v jz. části území, kde vystupují vulkanická tělesa a křídové sedimenty. Zaznamenán je zde plošně rozsáhlý sesuv v deluviálních sedimentech na svahu nad silnicí mezi Frýdštejnem a Malou Skálou. Dále malý potenciální sesuv v deluviích u silnice Velké Hamry – Tanvald.
Na mapovém území se v podstatě nevyskytují žádné výraznější strže či erozní rýhy s výjimkou kaňonovitého údolí Kamenice. Hojná jsou však skalnatá území, izolované skalní útvary, a akumulace balvanů a bloků na úpatí kopců (kamenná moře, sutě). Tyto jevy jsou nejvýraznější v s. a sv. části území, na svazích Černé Studnice a Muchova, které jsou pokryty rozsáhlými kamennými moři a sutěmi s bloky granitu. Při vrcholu těchto vyvýšenin jsou pruhy rozvětralých skalisek, pozvolna se rozpadajících na velké bloky a balvany. Vrcholová skaliska mají v důsledku odlučnosti granitů stěny svislé či ukloněné k j. Tyto útvary vznikaly působením pleistocénního mrazového zvětrávání (mrazové sruby) a soliflukce, kdy balvanová moře byla rozvlečena dále po svazích i poměrně mírných. K těmto jevům dochází také ve v. a jv. části území (okolí Držkova – vrch Skalice a Machlov a kaňon řeky Kamenice) v prostředí metabazaltů a metaryolitů. Podle ČSN 73 0036 a mapy seismického rajónování leží zájmové území v oblasti s očekávanou max. intenzitou seismických projevů až 6° MSK-64.
Podle archivních rozborů jsou podzemní vody nejčastěji agresivní na betonové konstrukce přítomností agresivního CO2 a nízkou tvrdostí. Místy, zejména v okolí Jablonce byla zjištěna též agresivita kyselostní. Naproti tomu při průzkumu pro bytovou výstavbu v okolí obce Zásada byly na základě provedených laboratorních rozborů zjištěny neagresivní podzemní vody (podle Kujana 1990 MS).
Vydatnosti podzemních vod skalního podkladu tvořeného fylity nebo granity jsou malé, řádově 0,0X l/s-1. Zjištěné specifické vydatnosti fylitů v přípovrchové vrstvě jsou 0,06 l/s-1, hlouběji 0,001–0,02 l/s-1 (podle Vybírala 1992 MS). V granitech mohou být některé obzory puklinové podzemní vody s napjatou hladinou, díky jílovité výplni puklin. Místy může hladina podzemní vody po naražení vystoupit o 3–5 m (podle Mareše 1979 MS).
V zeminách kvartérního pokryvu se vyskytují mělké horizonty většinou závislé na srážkách nebo stavu vody povrchových toků. Koeficient filtrace se u štěrkovitých až štěrkopísčitých aluviálních náplavů pohybuje od 5 × 10-7 do 5 × 10-4 m.s-1 (podle Vybírala 1992 MS), u deluviálních štěrkovitých hlín až kamenitohlinitých sutí jsou jeho zjištěné hodnoty 3,5 × 10-7 – 2,5 × 10-6 m.s-1 (podle Kujana 1990 MS).
    
7. GEOCHEMIE
V rámci geochemické studie hornin na tomto mapovém listu byly vedle chemických analýz nově odebraných vzorků hornin použity analýzy Hakové a Mrázka (1984), Klomínského (1969), Chaloupského et al. (1989), Fediuka (1971), dále Pokorného a Gürtlerové, uvedené v litogeochemické databázi ČGÚ (Gürtlerová – Dušek – Fikr 1997). Studiem metavulkanitů železnobrodského krystalinika se zabývali Kachlík a Patočka (Patočka et al.  2000). Vedle stanovení obsahu hlavních a minoritních složek byly stanoveny koncentrace stopových prvků, v řadě vzorků i prvků vzácných zemin. Výběr chemických analýz charakterizující hlavní horninové typy zastoupené na tomto mapovém listu je uveden v tabulce 7-1 a 7-2. Místa odběrů analyzovaných vzorků hornin jsou uvedena v textových vysvětlivkách k tabulkám.
 
Tabulka 7-1. Obsahy oxidů hlavních prvků a minoritních prvků (v %) v horninách.
 	1	2	3	4	5	6	7	8	9	10	11	
SiO2	74,92	74,41	74,43	73,77	73,93	75,07	71,29	71,27	75,04	37,41	48,4	
TiO2	0,04	0,05	0,01	0,07	0,04	0,15	0,39	0,37	0,09	1,11	3,13	
Al2O3	14,26	14,29	14,20	14,48	14,63	13,61	14,22	14,32	13,91	5,78	13,56	
Fe2O3	0,011	0,154	0,212	0,433	0,312	0,363	0,77	0,711	0,324	6,17	4,47	
FeO	0,971	0,734	0,43	0,601	0,601	0,87	1,79	1,7	0,59	8,80	7,01	
MnO	0,070	0,076	0,041	0,066	0,087	0,053	0,084	0,062	0,035	0,180	0,150	
MgO	0,06	0,07	0,05	0,17	0,04	0,19	0,74	0,76	0,19	26,57	6,36	
CaO	0,21	0,27	0,19	0,51	0,23	0,88	1,64	1,85	0,16	3,48	8,86	
SrO	< 0,005	< 0,005	< 0,005	0,007	< 0,005	0,006	-0,017
					
0,006	-	-										
BaO	< 0,005	< 0,005	< 0,005	0,07	< 0,005	0,052	-	0,065	0,021	-	-	
Li2O	0,046	0,058	0,032	0,017	0,041	0,018	-	0,022	0,009	0,002	0,008	
Na2O	3,92	4,00	4,26	4,01	4,41	3,53	3,57	3,42	3,41	0,10	3,64	
K2O	4,09	4,17	4,29	4,50	4,07	4,66	4,54	4,05	4,30	0,14	0,35	
P2O5	0,097	0,128	0,119	0,112	0,127	0,073	0,14	0,144	0,104	0,14	0,44	
CO2	0,04	0,02	0,02	0,02	0,01	0,08	< 0,01	0,04	0,01	0,10	0,05	
C nekarb.	< 0,005	0,006	< 0,005	< 0,005	< 0,005	0,01	0,02	<0,005	0,033	-	-	
F	0,083	0,168	0,179	0,062	0,212	0,072	0,09	0,111	0,073	0,02	0,04	
S	< 0,005	< 0,005	< 0,005	< 0,005	< 0,005	<0,005	-	<0,005	0,009	0,05	0,03	
H2O+	0,761	0,759	0,774	0,709	0,681	0,481	0,66	0,747	1,13	9,17	2,91	
H2O-	0,20	0,20	0,15	0,16	0,16	0,07	0,08	0,08	0,12	0,89	0,40	
suma	99,75	99,50	99,32	99,75	99,50	100,2	100,02	99,69	99,53	100,11	99,81	
LAB	120	120	120	120	120	120	120	120	120	120	120	
   
Tabulka 7-1. Pokračování. 
 	12	13	14	15	16	17	18	19	20	21	22	
SiO2	48,09	45,55	49,68	59,11	52,97	56,73	57,56	83,6	72,94	52,5	41,73	
TiO2	2,89	3,81	2,37	0,90	1,07	0,88	0,97	0,52	0,59	1,76	1,59	
Al2O3	15,50	13,29	15,43	21,41	24,16	22,39	22,37	7,67	13,97	11,02	16,58	
Fe2O3	5,31	5,00	4,04	1,91	2,84	2,50	1,53	1,12	1,64	1,80	3,42	
FeO	6,14	8,58	6,63	5,05	4,71	5,17	5,39	1,61	2,47	8,44	8	
MnO	0,139	0,164	0,13	0,074	0,210	0,115	0,110	0,008	0,065	0,153	0,15	
MgO	4,66	5,63	6,03	1,80	2,27	2,08	1,85	0,61	1,32	10,15	6,06	
CaO	8,94	9,25	7,01	0,10	0,25	0,11	0,11	0,08	0,14	8,18	8,28	
SrO	-	-	-	-	-	-	-	-	0,01	0,03	0,04	
BaO	-	-	-	-	-	-	-	-	-	-	-	
Li2O	-	-	0,009	-	0,016	-	0,022	0,005	0,008	0,004	0,007	
Na2O	2,86	2,97	4,11	0,69	1,30	0,63	0,95	0,09	0,38	1,83	3,44	
K2O	0,39	1,03	0,98	4,19	4,55	4,39	3,87	2,14	3,01	0,48	0,14	
P2O5	0,34	0,58	0,28	0,06	0,12	0,10	0,09	0,08	0,06	0,21	0,17	
CO2	0,84	0,88	0,02	< 0,01	0,02	0,01	0,02	0,02	0,02	< 0,01	4,28	
C nekarb.	0,01	0,01	0,02	0,02	-	0,02	-	-	0,04	0,03	0,02	
F	0,06	0,07	0,04	0,09	0,09	0,11	0,08	0,03	0,05	0,05	0,04	
S	0,004	0,004	0,03	0,004	< 0,01	0,004	< 0,01	< 0,01	0,02	0,02	0,03	
H2O+	3,51	2,83	3,22	4,40	4,74	4,57	4,59	1,71	2,75	2,71	4,5	
H2O-	0,11	0,14	0,06	0,14	0,58	0,15	0,40	0,45	0,07	0,13	0,08	
suma	99,79	99,79	100,09	99,95	99,90	99,960	99,91	99,74	99,55	99,50	98,56	
LAB	120	120	120	120	120	120	120	120	120	120	120	
LAB: 120 – Český geologický ústav
  
Tabulka 7-2. Obsahy stopových prvků (v ppm) v horninách.
 	1	2	3	4	5	6	7	8	9	10	11	
Ag*	< 0,1	< 0,1	-	-	< 0,1	-	< 0,3	-	-	< 0,3	< 0,3	
As	< 7	37	-	-	< 7	-	< 5	-	-	9	10	
B*	16	17	-	-	20	-	19	-	-	11	17	
Ba	< 2&	9&	-	-	< 2&	-	500	-	-	< 50	225	
Be*	3	7	-	-	1	7,1	6	4,4	-	< 1	1	
Be	4,3#	9,0#	1,4#	4,6#	2,7#	-	-	-	7,6#	-	-	
Bi*	< 2	< 2	-	-	< 2	-	-	-	-	-	-	
Cd	-	-	< 0,8#	< 0,8#	-	<0,8	-	<0,8	< 0,8#	-	-	
Co	1*	3*	< 5#	< 5#	< 1*	6	-	7	5#	-	-	
Cr	19	< 7	-	-	11	17	32	19	-	746	105	
Cr#	14	17	8	20	16	-	-	-	15	-	-	
Cs	-	-	19#	< 10#	-	-	-	13	< 10#	-	-	
Cu	< 1*	< 1*	3#	3#	< 1*	15	2*	4	4#	46	67	
Ga*	20	22	-	-	23	2	29	-	-	49	23	
Hg`	-	-	-	-	-	-	< 0,05	-	-	-	-	
Mo	< 1*	< 1*	-	-	< 1*	-	< 1*	-	-	< 1*	< 1*	
Nb	15	23	-	-	29	-	14	-	-	< 5	26	
Ni	7#	5	< 5#	9#	< 5#	<5	6	<5	6#	1000	76	
Pb	10*	9*	< 10#	24#	6*	31	28*	25	11#	8	8	
Rb	464	554	641#	354#	616	214	249	194	227#	< 5	3	
Sc	8&	6&	-	-	7&	-	-	-	-	-	-	
Sn	11*	20*	-	-	14*	-	4*	-	-	4*	3*	
Sr	< 7	< 7	-	-	< 7	-	117	-	-	37	354	
Th	-	-	-	-	-	-	18@	-	-	-	-	
Ti	-	-	-	-	-	-	2030	-	-	-	-	
U	16	< 15	-	-	< 15	-	5@	-	-	< 10	< 10	
V	< 2*	< 2*	-	-	< 2*	-	27	-	-	84	208	
Y	21	14	-	-	13	-	44	-	-	12	26	
Zn	54	48	25#	43#	47	40	40	42	17#	92	112	
Zr	< 7	9	-	-	< 7	-	127	-	-	39	146	
Zr&	19	25	-	-	17	-	-	-	-	-	-	
LAB	120	120	120	120	120		214		120	214	214	
 
Tabulka 7-2. Pokračování.
 
 	12	13	15	16	17	18	19	20	21	22	
Ag*	< 0,3	< 0,3	< 0,3	< 0,3	< 0,3	< 0,3	1,6	< 0,1	< 0,1	< 0,1	
As	< 5	< 5	< 5	< 5	< 5	< 5	56	< 7	< 7	< 7	
B*	19	15	130	21	140	< 10	18	66	< 9	< 9	
Ba	579	259	710	991	728	886	786	-	-	-	
Be*	4	2	11	6	12	6	2	2	2	1	
Bi*	-	-	-	-	-	-	-	< 2	< 2	< 2	
Co	-	-	-	-	-	-	-	12*	54*	60*	
Cr	157	134	100	103	128	89	28	48	685	152	
Cu	100*	110*	19*	41	20*	17	< 5	11*	100*	100*	
Ga*	8	20	20	25	23	25	15	17	23	24	
Hg`	< 0,05	< 0,05	0,07	-	< 0,05	-	-	< 0,01	< 0,01	0,05	
Mo	1*	1*	< 1*	< 1*	1*	1*	6*	< 1*	< 1*	< 1*	
Nb	19	39	13	15	17	12	8	14	19	11	
Ni	58	77	48	56	56	43	10	16	362	128	
Pb	8*	10*	25*	22	20*	15	< 5	8*	17*	< 2*	
Rb	9	24	181	225	187	201	104	154	22	< 7	
Sn	< 1*	< 1*	2*	6*	3*	6*	14*	4*	5*	< 2*	
Sr	533	687	94	115	88	97	13	46	272	277	
Th	2@	3@	19@	-	19@	-	-	-	-	-	
Ti	8880	13080	4050	-	4480	-	-	4200	11700	10800	
U	< 1@	< 1@	3@	< 10	3@	< 10	< 10	< 15	< 15	< 15	
V	310	381	153	117	226	124	42	46	114	155	
Y	26	30	37	42	35	40	28	34	30	26	
Zn	97	106	106	132	122	127	39	63	112	87	
Zr	156	220	119	149	114	121	464	335	135	100	
LAB	214	214	214	214	214	214	214	120	120	120	
Analytické metody: RFA, *OES, #FAAS, &ICP, Hg-AAS, @ - gamaspektrometrie
Vysvětlivky k tabulce 7-1 a 7-2. 
Krkonošsko-jizerský pluton: Tanvaldský granit – 1 – biotit-muskovitický středně zrnitý leukokrátní granit, Černá Studnice–lom; 2 – biotit-muskovitický středně zrnitý leukokrátní granit, Muchov; 3 – biotit-muskovitický středně zrnitý leukokrátní granit, Jablonec n. N. – opuštěný lom; 4 – biotiticko-muskovitický středně zrnitý leukokrátní granit, Jablonec n. N. – výchoz , 5 – biotit-muskovitický středně zrnitý leukokrátní granit, Na Terezince; 6 – porfyrický muskovit biotitický granit, Nová Ves n. N., výchoz, Liberecký granit – 7 – (Haková, Mrázek 1984): (981 K) šedorůžový hrubozrnný biotitický liberecký granit, Nová Ves n. Nisou, lom u kraje lesa, jv. svah kopce Kynast (669 m), sv. od kóty 555; 8 – středně zrnitý biotitický liberecký granit, Nová Ves n. N., kontakt tanvaldského a libereckého granitu, 9 – (d. b. 415) biotitický ryolit, volné kameny v lese sz. Dalešice;
Železnobrodský vulkanický komplex: 10 – (Haková, Mrázek 1984): (11 PK) serpentinit, Loužnice; 11 – (13 PK) metagabro, Loužnice, 12 – (Haková, Mrázek 1984): (1195 K) tmavě šedozelený metadiabas, Sněhov – lom nad silnicí Malá Skála – Jablonec n. Nisou, vsv.od kóty 500; 13 – (Haková, Mrázek): (1199 K) tmavě šedozelenavá jemnozrnná zelená břidlice, akces. pyrit, lom na v. straně silnice na Líšný nad potokem; 14 – (Chaloupský et al. 1989): (32) metabazalt, 1 km z. od Železného Brodu, poblíž železniční trati na Líšný.
Železnobrodské krystalinikum: 15 – (Haková, Mrázek 1984): (1203 K) nazelenale šedavý chlorit-sericitický fylit, Radčice–lom jz. od obce v lese, v. od kóty 383, 16 – (Pokorný in Gürtlerová et al 1997): (8 PK) chlorit-sericitický fylit, Chlístov; 17 – (Haková, Mrázek 1984): (1207 K) nazelenale šedavý chlorit-sericitický fylit, Radčice–lom jjv. od obce, j. od kóty 580, z. od osady Tlukačka; 18 – (Pokorný in Gürtlerová et al 1997): (10 PK) sericit-chloritický fylit (pokrývačský), Radčice, 19 – (Pokorný in Gürtlerová et al. 1997): (18 PK) kvarcitický fylit, Pěnčín, 20 – (Gürtlerová in Gürtlerová et al. 1997): (78 R) šedočerné chlorit-grafitický fylit, skalní výchoz (3 x 4 m) při silnici Zásada – Plavy při mostku přes levý přítok Průrubského potoka; 21 – (Gürtlerová in Gürtlerová (1997): (79 R) šedozelená zelená břidlice (?amfibolit), Velké Hamry-Svárov, na levém břehu Kamenice, 300 m s. od továren; 22 – (Gürtlerová in Gürtlerová 1997): (80- R) zelený karbonatický fylit, Navarov – skalní výchozy při silnici od řeky k zámku, 300 m od hotelu a mostu přes řeku
 
Geochemická charakteristika horninových komplexů
Železnobrodské krystalinikum
Železnobrodské krystalinikum je na listu mapy Jablonec nad Nisou reprezentováno dvěma litologicky dobře definovatelnými komplexy – radčickou skupinou a ponikelskou skupinou (srovnej Chaloupský et al. 1989, Kachlík, Patočka 1998). Rozdíl mezi oběma je v zastoupení vulkanických hornin. Radčická skupina má vulkanosedimentární charakter. Sedimenty, přeměněné na různé typy sericit-chloritických fylitů, maly značný podíl vulkanické příměsi, jsou často zastupovány různými typy bazických i kyselých metavulkanitů a jejich subvulkanickými ekvivalenty (metadiabasy, metagabry, serpentinity). V ponikelské skupině jsou základními horninami sericitické a grafitické fylity, často s kvarcitovými laminami, obsahující hojné vložky dolomitických krystalických vápenců a kvarcitů, které jsou charakteristickým rozlišovacím znakem obou skupin. V radčické tyto litotypy zcela chybí. Metavulkanity jsou zastoupeny v podřízeném množství. Přechod mezi oběma jednotkami je plynulý, bez předpokládaných diskordancí (Kachlík 1997).Rozdílnost ve složení hornin obou litologických celků se projevuje i v geofyzikálních parametrech hornin. Vulkanosedimentární jednotky radčické skupiny s projevují tíhovými elevacemi, zatímco zejména grafitické fylity ponikelské skupiny patří k nejlehčím horninám. Vyšší obsahy magnetických minerálů ve vulkanických horninách opět způsobují rozdíly v projevech magnetického pole v obou jednotkách. Rozdíly jsou i v souhrnné gama aktivitě obou komplexů, zatímco v horninách radčické skupiny způsobuje radiometrické anomálie zejména thorium (nejvyšší koncentrace jsou v pokrývačských fylitech). V grafitických fylitech ponikelské skupiny jsou naopak zvýšené obsahy uranu. Geofyzikální projevy jsou v souladu s novou koncepcí litostratigrafického členění a stavby železnobrodského krystalinika na území listu.
Další významnou metodou, která může významně pomoci při definování základních charakteristik obou jednotek, geotektonického prostředí jejich vzniku a studiu provenience sedimentárního materiálu, je litogeochemie. Zatímco metavulkanity této části železnobrodského krystalinika jsou poměrně dobře prostudovány (Fajst et al. 1998, Patočka et al.  2000), systematické zhodnocení sedimentů obou jednotek dosud chybí.
  
Vulkanické horniny radčické skupiny. Největším nahromaděním vulkanických hornin představují metabazalty (polštářové lávy, brekciovité lávy) železnobrodského komplexu (Fediuk 1962) v údolí řeky Kamenice na východním okraji listu. Vystupují ve svrchní části radčické skupiny, kde se zastupují s pokrývačskými fylity, které mají rovněž značný podíl bazického vulkanického materiálu. Kyselé deriváty (metaryolity, metatufy a subvulkanické metagranity) jsou zastoupeny v podřízeném množství, ale dokládají bimodální charakter staropaleozoického magmatismu. Množství drobnějších těles páskovaných fylitů a chlorit-epidotických fylitů až zelených břidlic je však rozptýleno i dále k západu v sericit-chloritických fylitech z vulkanickou příměsí. Tělesa původně subvulkanická, ložní žíly metadoleritů, gaber a serpentinizovaných pikritů, vystupují v hlouběji erodované antiklinální struktuře mezi Kopanitou a Bohuňovskem. Zvláště tělesa metagaber jsou vázána na silně tektonizovanou hranici obou jednotek (okolí Loužnice).
  
Geochemicky lze vyvřelé horniny radčické skupiny rozčlenit do následujících skupin:
1. metabazaltů (masivních, s polštářovými texturami), zbřidličnatělých (zelených břidlic) a původně subvulkanických metadoleritů,
2. metagaber a serpentinitů,
3. kyselých metavulkanitů (metaryolitů, porfyroidů a jejich tufů),
4. metagranitů
  
Metabazalty. Mafické horniny železnobrodského vulkanického komplexu a jeho okolí na území listu geochemicky odpovídají převážně subalkalickým bazaltům (47–52 % SiO2), méně pak již tranzitním či alkalickým bazaltům. (Patočka et al., 2000). Podle křivek vzácných zemin odpovídají obohaceným bazaltům středooceánských hřbetů, výjimečně i MORB bazaltům. Vyšší stupeň diferenciace vzácných zemin projevují subvulkanické členy – metadolerity a metadiabasy. Lze je rozdělit do dvou podskupin. Primitivnější typy tholeiitických vnitrodeskových bazaltů s plochými méně diferenciovanými křivkami REE jsou zastoupeny podřízeně. Dominantně jsou zastoupeny geochemicky zralejší metadolerity, které distribucí vzácných zemin a stopových prvků se blíží alkalickým vnitrodeskovým bazaltům s (Ce/Yb)N hodnoty kolem 5–8.
  
Ultramafické a s nimi spjaté horniny. Do této skupiny patří především serpentinity a s nimi prostorově i geochemicky svázaná metagabra. Obě skupiny se projevují nižšími obsahy SiO2 (v průměru 42 % serpentinity) a 46–48 % metagabra a naopak typicky vysokými obsahy MgO (26–28 % u serpentinitů, a 10–20 % u gaber), které mají místy kumulátový charakter. Obě skupiny mají nízké obsahy vzácných zemin: 40 ppm (serpentinity) a 70–120 (metagabra). Stupeň diferenciace REE je poměrně pokročilý (Ce/Yb)N se pohybuje kolem 5. Distribucí vzácných zemin se podobají pikritům Barrandienu (Patočka et al. 1993).
  
Kyselé metavulkanity. Kyselé metavulkanity jsou objemově podřízenou součástí železnobrodského vulkanického komplexu. Obsahy SiO2 se pohybují od 65 do 76 %, odpovídají tedy ryodacitům a ryolitům. Podle obsahu vzácných zemin je možno je rozdělit do dvou skupin: První má obsahy REE od 50 do 150 ppm a vyznačuje se pokročilou frakcionací vzácných zemin a výraznou negativní Eu anomálií. (Eu/Eu* ~ 0, 25–0,70). Druhá skupina, která tvoří větší těleso v bazických metavulkanitech jv. od Držkova, má podstatně vyšší obsahy vzácných zemin (až 500 ppm), příkrou diferenciační křivku lehkých vzácných zemin a plochý průběh křivky těžkých vzácných zemin, méně výraznou ale uniformní Eu anomálii. Podle podobných poměrů La/Nb s okolními bazalty je možno předpokládat, že jde o difenciáty tavenin bazaltického složení spíše než produkty tavení nebo kontaminace korových hornin.
  
Metagranity. Metagranity mají podobné charakteristiky jako první skupina kyselých vulkanitů. Jeví se být patrně hlubinnějšími ekvivalenty metavulkanitů.
Asociace vulkanických hornin a jejich hlubinnějších ekvivalentů, chemismus jednotlivých členů dovoluje srovnávat suitu vulkanitů koncentrovaných v radčické skupině s vulkanity extenzních intrakontinentálních (riftogenních) pánví (Fajst et al. 1998), kde postupující extenze vyvolaná výstupem plášťového diapiru způsobuje rozsáhlé tavení kůry a složité interakce plášťových a korových tavenin. Geologické a geochemické doklady svědčí pro následují sukcesi vmístění protolitů horninových skupin (Fajst et al. 1998): 1. alkalické a tranzitní WPB bazalty (metadolerity a metadiabasy) a felzické vnitrodeskové horniny, 2. mafické horniny T a E MORB bazalty a s nimi spjaté kyselé diferenciáty, které nevznikly tavením kontinentální kůry. 3. Serpentinizované ultramafity (pikrity a příbuzné pikrobazalty až gabra). Dostupné geochronologické údaje svědčí pro značný časový rozsah aktivní vulkanické činnosti během paleozoika (? kambrium – sp. devon?), data přímo ze železnobrodského komplexu však dosud chybí.
  
Metavulkanity ponikelské skupiny. V mapovaném území jsou zastoupeny jen drobná tělesa metabazitů, v kontaktní zóně krkonošsko-jizerského plutonu přeměněné na epidotické amfibolity. Geochemicky odpovídají Mg a Cr, Ni bohatším tholeiitickým bazaltům, které naznačují vyšší stupeň parciálního tavení pláště, které je možno dávat do souvislosti s vyvrcholením extenze pánve.
Metasedimenty radčické a ponikelské skupiny
Radčická skupina. Základním horninovým typy radčické skupiny jsou sericit-chloritické a chlorit-sericitické fylity, které se ve svrchní části sledu zastupují s mineralogicky podobnými sericit-chloritickými rovnoplochými pokrývačskými fylity, v nichž je velmi často přítomen dlouze sloupcovitý chloritoid. Šedofialové typy pokrývačských fylitů mají významnější příměs grafitu. Vložkové horniny tvoří grafit-sericitické fylity. Při větším obsahu chloritu, případně epidotu přecházejí do chlorit-epidotických fylitů a zelených břidlic. Kromě pyroklastických vložek obsahují velké množství intruzívních těles metadoleritů a efuzívních členů láv. Jejich největší nahromadění je ve východní části listu a je označováno jako železnobrodský komplex. Základním znakem této skupiny je značný podíl vulkanických vložek a nepřítomnost kvarcitů a vápenců, které jsou typickými vložkovými horninami mladší ponikelské skupiny.
Geochemicky se fylity radčické skupiny vyznačují velmi homogenním složením s nízkými obsahy SiO2 (52–60 %), CaO, Na2O a vysokými obsahy Al2O3 (18–25 %). Zvýšený přínos zvětralého bazického materiálu indikují vyšší obsahy Fe, Mg a s těmito prvky spjatými stopovými prvky (Cr, Ni, V). Relativně vysoký stupeň zralosti převážně původně jílovitých sedimentů dokládají i poměry Rb/Sr a výrazná převaha K2O nad Na2O. Složení obou základních typů fylitů se vzájemně překrývá. Zpravidla však pokrývačské fylity) mají o několik procent méně SiO2 a naopak jsou obohaceny o Al2O3. V některých vzorcích zcela dominují alumosilikáty (sericit, chlorit), křemen je zastoupen jen jako vedlejší minerál. Přes některé rozdíly jsou např. trendy vzácných zemin a stopových prvků naprosto shodné, což svědčí o genetické příbuznosti obou typů hornin.
Pokrývačské fylity odpovídají střednímu, případně střednímu až nižšímu stupni chemické a mineralogické zralosti –Al2O3/Na2O ~ 32, K2O/Na2O ~ 6,1. Tyto fylity mají koncentrace As, Ag a převážně i Mo pod mezí detekce, obsahy Sn jsou nízké. Zvýšené obsahy vzhledem ke klarkovým hodnotám byly zjištěny u Be (10 až 12 ppm) a Th (okolo 19 ppm), slabě zvýšené u vanadu (průměr se pohybuje okolo 200 ppm); koncentrace Zr jsou poměrně nízké. Typickým znakem těchto fylitů jsou vysoké obsahy lehkých vzácných zemin (La, Ce) a anomální obsahy Th (typické pro horniny ordoviku českého masivu – Kundrát, Lepka 1998), které významně převyšuje obsahy uranu. Obsahy Sc odpovídají relativně bazičtějšímu typu původního zdrojového materiálu (18–21 ppm), který již byl však značně rozložen.. Všechny vzorky fylitů radčické skupiny mají zvýšené obsahy Cs (4 až 8 násobek klarkové hodnoty s průměrem okolo 11–12 ppm).
  
Metasedimenty ponikelské skupiny
Metasedimenty mladší ponikelské skupiny jsou reprezentovány převážně šedými sericitickými fylity, které se střídají a zastupují s šedočernými grafitickými fylity s laminami kvarcitu. Jílovitější partie bez křemenných lamin jsou v mapě označeny jako grafitické fylity. Typickými vložkovými horninami jsou kvarcity a krystalické vápence. Místy sericitické fylity s vyšším obsahem chloritu přecházejí zejména v tektonicky namáhaných zónách do albitických fylitů. Podíl těles vulkanických hornin je minimální, rovněž přítomnost vulkanické příměsi v původním sedimentu je nižší než v případě předchozí skupiny.
Odchylné mineralogické složení se projevuje i v geochemickém obraze. Na rozdíl od předchozích hornin není složení hornin tak homogenní, což způsobuje kolísání obsahu volného křemene v laminách. Obsahy SiO2 jsou v průměru vyšší než u radčické skupiny. Většinou přesahují 60 %, u kvarciticky laminovaných fylitů pak 75 % a kvarcitů až 90 %. Naopak nižší podíl původní jílovité frakce se projevuje v podstatně nižších obsazích Al2O3. Nižší podíl vulkanické příměsi se projevuje i nižšími obsahy Fe, Mg a s nimi asociovaných stopových prvků (Cr, Ni, V). Grafitické fylity ponikelské skupiny obsahují méně Th, naopak mají vyšší obsahy U, což je odlišuje od fylitů radčické skupiny. V průměru mají vždy vyšší obsahy Zr, které jsou u hornin předchozí skupiny nízké.
 
Tabulka 7-3.  Petrografické, mineralogické a geochemické charakteristiky libereckého a tanvaldského granitu. 
	Liberecký granit	Tanvaldský granit	
Petrografické složení	alkalicko-vápenatý
porfyrický biotitický granit	alkalicko-živcový
středně zrnitý dvojslídný granit	
Indikační akcesorické
minerály	titanit, scheelit, amfibol	granát, andalusit	
Magnetická susceptibilita	2 – 5.10-3 SI	0,1.10-3 SI	
Hustota	2650 kg.m-3	2630 kg.m-3	
Rb	239(30)	362(13)	
Zr	125(30)	8(13)	
Nb	11(7)	25(4)	
Sn	15(31)	28(13)	
W	22(15)	5(9)	
Sr	112(30)	90(13)	
Obsah Li2O v biotitu	0,20%	3,80%	
Obsah F v biotitu	1%	2,19%	
Th/Y	5,3	0,85	
K	4,46	3,4	
U	4,4	8,1	
Th	23,3	6,9	
 
Krkonošsko-jizerský pluton
Variský pluton vystupuje v jádře složité klenbové struktury krkonošsko-jizerského krystalinika. Nejrozšířenějším horninovým typem ve studované oblasti je dvojslídný tanvaldský granit (vz. 1-6), jenž vystupuje při j. okraji biotitického granitu (vz. 7 a 8).
Dvojslídný tanvaldský granit je středně zrnitý, jen výjimečně porfyrický, s přibližně rovnoměrným zastoupením biotitu a muskovitu (Klomínský 1969). Chemické složení dvojslídného granitu je poměrně stálé, průměrné obsahy hlavních a minoritních prvků jsou uvedeny v tab. 4. Z hlediska koncentrací stopových prvků se tento granit vyznačuje zvýšenými obsahy F, Ga, U a vysokými obsahy Li, Rb a zejména Cs. Obsahy Li (172 ppm) představují v průměru 4–5 násobek klarkové hodnoty ,obecně uváděné pro granity. Li je koncentrováno ve slídách; jde pravděpodobně o lepidomelan nebo siderofylit s anomálním obsahem Li a o lithný muskovit (Klomínský 1969). Průměrná hodnota poměru K/Rb pro tanvaldský granit je 58. Množství Nb, Ta, Sc a Pb zhruba odpovídá klarkovým hodnotám, obsahy Th a Y jsou o něco nižší; vysoce deficitní jsou koncentrace Zr, Ti, Hf, Ba. V rámci tohoto granitu se odlišují vzorky z lokality Jablonec n. Nisou – Nová Ves n. N. (vz. 6), jež mají nižší obsahy Nb, Ta, Sc, Rb, F a Cs.
Středně zrnitý až hrubozrnný porfyrický biotitický liberecký granit (vz. 7, 8) a jeho kontaktní granit (vz. 8 – při kontaktu libereckého a tanvaldského granitu) mají chemické složení velmi podobné; biotitický kontaktní facie obsahuje nepatrně vyšší množství Ti, Fe, Mg, Ca, P a nižší množství K a Rb (hodnoty poměru K/Rb se pohybují od 130 do 149. Oproti tanvaldskému granitu má biotitický porfyrický granit nižší obsahy Si, F a vyšší obsahy Ti, Fe, Mg a Ca; výrazný rozdíl se projevuje v koncentracích řady stopových prvků. Koncentrace Zr, Hf, Ba, Pb, Sc, U, Th, Y, Ga a Rb odpovídají klarkovým hodnotám (obsahy Rb představují polovinu ev. třetinu obsahů v tanvaldském granitu), množství Ti je vyšší (4x vyšší než v tanvaldském granitu), obsahy Nb a Ta jsou nižší. Koncentrace Cs jsou zvýšené, oproti tanvaldskému granitu jsou však podstatně nižší.
Základní petrografické, mineralogické a geochemické charakteristiky libereckého a tanvaldského granitu (tab. 7-3) svědčí o jejich různém původu, zdroji a případně i stáří.
 
Vztah chemismu hornin k životnímu prostředí
Celé území listu je poměrně hustě osídleno, zalesněné plochy jsou převážně soustředěny do vyšších poloh. Z mapy geochemie povrchových vod vyplývá, že acidobazická reakce vodních toků je spíše alkalická – průměrná hodnota pH je okolo 7,5 (Majer et al. 1998); hodnoty pod pH 7 byly naměřeny ve vzorcích z vyšších poloh v okolí Jablonce nad Nisou (pH až 4,8). Kontaminace toků stopovými kovy byla zjištěna především v průmyslové oblasti Jablonecka. Jedná se zejména o vysoké koncentrace Cu, Zn, Pb, Cd a Be. Tato kontaminace je jednoznačně dána periodickým vypouštěním odpadních vod ze zdejších průmyslových podniků (jde zejména o produkty sklářského průmyslu). Zvýšené obsahy Be a event. i Cd jižně od Jablonce souvisejí buď se zvýšenou mobilitou těchto prvků v kyselejším prostředí event. s lokální kontaminací. Pokud jde o Be, může být částečně uvolňováno z geologického podloží – tj. dvojslídného granitu tanvaldského masívu, kde koncentrace v některých vzorcích dosahují hodnot 9–14 ppm, což představuje 3–6 násobek klarkové hodnoty uváděné pro granity (Čadek – Moldan 1983). Zvýšené koncentrace Cu, Ni, Cr a Co nalezené v amfibolitech a Cu a Ni v metadiabasech odpovídají typu horniny a neovlivnily chemizmus povrchových vod.
Pro možnost posouzení vlivu chemického složení podložních hornin na obsahy prvků v půdách byly z prací pracovníků SKZÚZ Brno – Mazanec, Nerad et al. (1994, 1996) převzaty obsahy rizikových prvků v zemědělských půdách a kriteria jejich hodnocení. Hodnoty pH stanovené ve vzorcích analyzovaných půd se pohybují převážně od 5,8 do 6,9 s min. 4,1 (v katastru Jablonec n. Nisou) a max. 7,3 (katastr Pulečný). Půdy v oblasti hornin velkoúpské skupiny (v pojetí Chaloupského et al 1989) mají pH nejčastěji mezi 6,5–6,8, půdy z oblasti hornin radčické skupiny mezi 6,7–6,9 a půdy ležící na granitoidech (dvojslídný tanvaldský granit a biotitický liberecký granit krkonošsko-jizerského plutonu) mají pH mezi 4,1 až 6,9, v průměru okolo 5,8. Převážná většina půd na tomto mapovém listu odpovídá střednímu event. lehkému typu. Z rizikových prvků nebyl v půdách studované oblasti sledován As. Horní hranice geochemického pozadí Be byla nalezena ve vzorku půdy v katastru Nová Ves n. Nisou. Podloží této oblasti je budováno granitickými horninami (zejména dvojslídný tanvaldský granit a porfyrický biotitický granit), které často obsahují 6–14 ppm Be. Ve vzorku půdy v katastru Jablonec n. Nisou byly nalezeny maximálně přípustné hodnoty Hg a Pb při nízkých koncentracích těchto prvků v podložních granitech. Koncentrace Cd a Pb, jež se pohybují nad horní hranicí geochemického pozadí, byly zjištěny v některých půdách v katastru Maršovice a Dalešice u Jablonce n. Nisou, Huť, Radčice a Držkov. Vzhledem k tomu, že podložní horniny budované fylity a zelenými břidlicemi zvýšené obsahy těchto prvků nemají, lze uvažovat o vlivu lidské činnosti.

  
8. VÝSKYTY NEROSTNÝCH SUROVIN
Mapa ložisek a prognóz listu Jablonec nad Nisou byla sestavena na základě údajů ložiskového registru Geofondu Praha: map ložiskové ochrany, poddolovaných území a jednotlivých zpráv o ložiskovém průzkumu. Zároveň bylo přihlédnuto k výsledkům okresních surovinových studií (Nedomlel et al. 1992, Drozen 1997) a k výsledkům přehodnocení prognózních zdrojů z let 1997–1999. Aktuální stav lokalit byl ověřen terénní revizí. Číslo v závorce za názvem lokality značí pořadové číslo zákresu v mapě.
Území mapového listu 03-322 Jablonec nad Nisou je co do množství zásob nerostných surovin poměrně chudé. Rudní výskyty jsou mineralogické povahy a z nerudních surovin byl s negativním výsledkem proveden pouze průzkum na asbest. V současné době jsou na území listu těženy pouze stavební suroviny: známé železnobrodské štěpné fylity používané k výrobě krytiny a obkladových materiálů a ložisko tanvaldského granitu Nová Ves n. Nisou. V oblasti jsou vyčísleny zásoby suroviny pro výrobu drceného kameniva. Jedná se především o metabazity železnobrodského krystalinika, permské andezitoidy (melafyry) a méně kvalitní partie tanvaldského granitu. Výskyty ostatních stavebních surovin, tj. štěrkopísků a cihlářských surovin, jsou bez praktického významu. Z humolitů lze zmínit pouze málo kvalitní a plošně omezené zásoby rašelin.
 
RUDY
MĚDĚNÉ RUDY
Rudní výskyty jsou zastoupeny indiciemi Cu rud v železnobrodském krystaliniku (Líšný u Malé Skály, Frýdštejn) a mineralogickým výskytem Cu a Pb stratiformní mineralizace v Jílovém u Držkova. Výskyt chalkopyritu ve Frýdštejně byl popsán Lázničkou (1966), o výskytu v Jílovém se bez bližší lokalizace zmiňuje Hladík (1988). Nejvýznamnějším výskytem měděných rud je lokalita Líšný.
Líšný u Malé Skály
Při prospekčních pracích sledující výskyty galenitu v oblasti líšenského tunelu bylo v hloubce vrty zjištěno zrudnění tvořené žilkami a impregnacemi chalkopyritu, arsenopyritu, pyritu, sfaleritu a vzácně i tetraedritu. Podloží a nadloží rudní polohy tvoří mocné polohy druhotně sericitizovaných fylitů s žilkami a impregnacemi pyritu. Pyritické zrudnění sleduje převážně břidličnatost fylitů, vyskytují se však i příčné žilky. Mocnost pyritizovaných a sericitizovaných hornin dosahuje 40–60 m. Vlastní chalkopyritové polohy, které se vyskytují v rámci sericitizovaných a pyritizovaných fylitů, nepřesahují mocností 2 m a obsah mědi se pohybuje mezi 0,02 a 0,2 % (Malásek 1957). Podle uvedeného autora je Cu-mineralizace ložiska poněkud mladší nežli okolní zóny sericitizovaných a pyritizovaných hornin. Lokalita byla na základě provedeného vyhledávacího průzkumu hodnocena jako hospodářsky bezvýznamná.
Z ostatních indicií rud lze zmínit zvýšené obsahy polymetalů v půdních vzorcích a náznak greizenizace tanvaldské granitu, uváděné Hladíkem (1988). Na základě těchto prací byla stanovena prognóza ”Císařský kámen” která na území listu zasahuje svým nejvýchodnějším okrajem, jižně od obce Hradešín. V rámci prognózy je uváděna možnost výskytu stratiformní polymetalické mineralizace v horninách železnobrodského krystalinika a možnost výskytu wolframitové mineralizace greizenového typu v tanvaldském granitu. V rámci probíhajícího přehodnocení byla uvedená prognóza vyřazena z evidence Geofondu a není proto na mapě uvedena.
URANOVÉ RUDY
Práce Uranového průzkumu n. p. byly na území listu prováděny bezúspěšně na hranici železnobrodského krystalinika s krkonošsko-jizerským plutonem (Lepka 1993). Indicie uranové mineralizace vázané na kontakt tanvaldského granitu a železnobrodského krystalinika (lokality Rádlo a Příchovice, Lepka 1993) leží těsně mimo okraje mapového listu. Orientační radiometrický průzkum provedený na lokalitě Černá Studnice proběhl s negativním výsledkem.
 
NERUDNÍ SUROVINY
ASBEST
Na území listu byla v minulosti ověřována dvě tělesa ultrabazik z hlediska možnosti získávání asbestu (Hartvichová, 1957). Lokalita Klíčnov (2) je tvořena polohou ultrabazik o délce 390 m a šířce 3 m. Ultrabazické těleso bylo v minulosti těženo místním lomem jako surovina pro výrobu drceného kameniva. Lokalitu Loužnice (3a–c) tvoří protáhlé těleso ultrabazických hornin směru ZSZ–VJV a mocnosti až 170 m. Ultrabazika byla v minulosti rovněž těžena pro výrobu drceného kameniva. V roce 1962 byla těžba kamene zastavena jako ztrátová.
Obě ultrabazické polohy jsou součástí železnobrodského krystalinika. Jejich podloží a nadloží je tvořeno sericitickými a chlorit-sericitickými fylity, vzácně se vyskytují polohy zelených břidlic. Vlastní ultrabazická tělesa jsou tvořena serpentinizovaným pikritem, v menší míře peridotitem, zelenou břidlicí a metagabrem (Fediuk 1971).
Na větším ze zkoumaných těles, na lokalitě Loužnice, tvoří asbestonosné horniny dvě samostatné žíly až 400 m dlouhé a maximálně 50 m široké. Surovina je tvořena krátce i dlouze vláknitým a celistvým aktinolitovým asbestem. Množství asbestu je velmi nízké a pohybuje se v průměru kolem 1,1 %, v centrální části ultrabazického tělesa se vzácněji objevují i bohatší polohy (až 2,25 %). Na lokalitě Klíčnov obsahy asbestu nepřesahují 1 %. Technologickým výzkumem byla prokázána nepoužitelnost suroviny k výrobě asbestového koncentrátu a zásoby asbestu na obou lokalitách proto nebyly stanoveny (Svoboda 1961, Havelka et al. 1967, Novák – Klement 1966). V provedených studiích byla zvažována i možnost použití hadce jako drceného kameniva do betonů používaných při výstavbě jaderných elektráren. Kvalita kameniva však k těmto účelům nevyhovuje. 
 
HUMOLITY
RAŠELINA
Ložiska humolitů jsou zastoupena malým rašeliništi z nichž největší jsou Nová Ves (4a,b) (Žitný 1959), které je součástí významného krajinného prvku Horní Černá Studnice, Smržovka (5), Loužnice (6) a Zásada (7), která se nachází v maloplošném chráněném území Zásada – Pod školou (Švácha, 1970). Jedná se o rašelinomechové, rašelinové, suchopýrové – rašelinové a mechové-rašelinové humolity, jejichž mocnost nepřesahuje 1 m s výjimkou ložiska Loužnice kde mocnost rašeliny dosahuje 2 metrů. Na lokalitách Horní Černá Studnice a Smržovka rašeliniště obsahují bloky tanvaldského granitu. Z hospodářského hlediska jsou všechny uvedené výskyty bezvýznamné.

Obr. 8-1. Mapa nerostných surovin území mapového listu 03-322 Jablonec n. N.
1 – plocha schválených bilančních zásob nerostných surovin, 2 – plocha neschválených geologických zásob nerostných surovin a zásob ložisek vyřazených z evidence, 3 – plocha schválených nebilančních zásob nerostných surovin, 4 – území negativního ložiskového průzkumu, 5 – chráněná území (přírodní park, maloplošné chráněné území), 6 – vrt se surovinovou indícií, 7 – odval, 8 – lom v provozu, aplanovaný, popř. rekultivovaný, 9 – pískovna opuštěná,aplanovaná, 10 – hliniště opuštěné, 11 – indície měděných rud (1), 12 – asbest (2–3), 13 – rašelina (4–7), 14 – kámen pro hrubou a ušlechtilou kamenickou výrobu (8–16), 15 – kámen a kamenivo – eruptiva (16–18), 16– kámen a kamenivo – metamorfity (19–22), 22 – pořadové číslo ložiska, prognózy nebo indície.	
  
STAVEBNÍ SUROVINY
Nejvýznamnější stavební surovinou na území listu jsou tanvaldský granit a pokryvačské (štěpné) fylity. Oba typy suroviny jsou používány k výrobě hrubých i jemných kamenických výrobků. Mimo to se na území listu nachází několik ložisek kamene pro výrobu kameniva, žádné z nich však v současnosti není těženo. Ložiska štěrkopísků a cihlářských surovin nemají praktický význam.
KÁMEN PRO HRUBOU A UŠLECHTILOU KAMENICKOU VÝROBU
Tanvaldský granit. Tradiční surovinou pro výrobu hrubých i jemných kamenických výrobků je na mapovém listu „tanvaldský“ granit („železnobrodská žula“). Největší rozmach těžby granitu lze datovat od konce 19. století do I. světové války. Na východ od vrchu Černá Studnice směrem na vrch Zbytky je řada opuštěných lomů, ve kterých se dobýval jako lomový kámen tak písek (zvětralé eluvium granitu). Nejběžnějším zdrojem kamene však byly jednotlivé volné bloky o objemu několika m3, které byly na místě rozpojovány podle ”dobré hrany” a transportovány na místa použití. Těžba probíhala většinou místními zemědělci (kamenozemědělci) v době vegetačního klidu. Stopy po těžbě bloků lze sledovat v oblasti vrchů Černá Studnice, Zbytků a Muchova až k Tanvaldu. Během první a hlavně druhé světové války bylo v tanvaldském granitu otevřeno několik menších i větších lomů spíše lokálního významu. Jsou situovány po celé délce horninového pruhu od Tanvaldu až k Liberci. Největší lomy pocházejí z dob 2. světové války a nacházejí se nejvíce v okolí Jablonce nad Nisou. Tanvaldský granit je možno nalézt prakticky všude v širokém okolí jejího výskytu, což svědčí o tom, že byla v minulosti oblíbeným a lehce dostupným materiálem. Často je používán, spolu s libereckým granitem, na stavbách v Tanvaldu, Jablonci nad Nisou, ve Smržovce, Liberci, Velkých Hamrech i jinde. Jsou to většinou kvádry a sloupy v podezdívkách domů a plotů, obrubníky, schody a jiné výrobky. Příkladem je stavba rozhledny a restaurace na vrcholku Černé studnice a velkého železničního mostu ve Smržovce. Tanvaldskou žulu lze najít i v hlavním městě Praze. Zde je součástí výzdoby Obecního domu, kde ji lze nalézt u vchodu spolu s červeným skandinávským granitem. Ve vstupní hale po stranách schodiště tvoří dva leštěné sloupy zapuštěné do zábradlí. Stejná kombinace tanvaldského granitu se skandinávským granitem zdobí palác Fénix na Václavském náměstí, ve kterém je umístěno kino Blaník. V leštěné formě lze nalézt tanvaldský granit v restauraci Klubu novinářů v Pařížské ulici, kde tvoří centrální opěrný sloup klenutého stropu. Tanvaldský granit byl rovněž použit na podstavec pomníku Karoliny Světlé na Karlově náměstí (Kvičínský 1982). Na vyleštěných plochách má hornina dekorativní vzhled, je však poměrně náchylná k rychlému zvětrávání.
Jediným těženým ložiskem je Nová Ves (8), situované na hřebenu Černé Studnice. Tanvaldský granit je zde středně až hrubě zrnitý, petrograficky homogenní, vzácně se vyskytují aplitické partie. Charakteristickým znakem horniny jsou nepravidelné barevné odstíny: od žlutošedé přes šedožlutou až po rezavě hnědožlutou. Hornina je čerstvá až slabě navětralá a na ložisku je rozčleněna strmými poruchami směru SZ–JV do několika bloků. Ověřená mocnost suroviny se pohybuje kolem 20 m. Technologický výzkum potvrdil, že jde o surovinu vhodnou pro výrobu hrubých i čistých kamenických výrobků, avšak s ohledem na sníženou odolnost a barevnou stálost horniny vůči zvětrávání (Sedlář – Kořán 1977). Ložisko v současné době těží firma Ligranit, s.r.o. Liberec.
Ložisko Tanvald (Sedlář et al. 1973) (16a, b) je tvořeno středně zrnitým dvojslídným granitem šedožlutých až hnědožlutých odstínů. Surovina je hodnocena jako vhodná pro hrubou kamenickou výrobu a pro výrobu obkladových desek. Vzhledem k silnému tektonickému porušení horniny však činí objem bloků vhodných k průmyslovému zpracování (min. 0,4 m3) pouze 27.8 % ložiskové výplně a ložisko jako takové je proto hodnoceno jako nebilanční (Sedlář et al. 1973). Dekorační vlastnosti horniny jsou negativně ovlivněny výskytem nepravidelných šmouh a pruhů. Ložisko je však vhodné pro výrobu drceného kameniva (viz dále).
ŠTĚPNÉ FYLITY („POKRÝVAČSKÉ BŘIDLICE“)
Železnobrodské fylity byly odedávna používány k výrobě pokryvačské krytiny a v menší míře i jako stavební kámen. Kromě obytných budov v širokém areálu severních Čech byly výrobky ze železnobrodských fylitů použity i na střechy významných budov, například Národního divadla a na rekonstrukci střechy chrámu Sv. Víta, Týnského chrámu a střechy zámku Sychrov.
Dobývání železnobrodských fylitů započalo podle tradice v roce 1824 nálezem hornin, které bylo možno štípat na slabé destičky (Rybařík 1992). V roce 1840 byla zahájena na kopci Goliáši u Těpeře (pravděpodobně lom Strnadovka) těžba saskými horníky. V rámci pokusné těžby byly potvrzeny výskyty štípatelných fylitů i v okolí obcí Bzí, Alšovice, Bratříkov, Hrubá Horka, Jílové u Držkova, Skuhrova a Mukařova. Nejlepší lokality byly odkryty v okolí Jirkova a Radčic. V některých lomech v druhé polovině 19. století pracovalo 10 až 20 dělníků, ve Světovém lomu (na mapě Světlův lom) na Jirkově pracovalo až 70 lidí. Největší Liebigův lom zaměstnával v době konjunktury, v létech 1870 až 1900, téměř 200 dělníků. Tento rozkvět trval až do konce minulého století, kdy bylo v činnosti kolem 60 lomů. Podle písemných údajů bylo v letech 1840–1880 zpracováno kolem 5,5 milionů kop destiček. Surovina z velkých lomů (a desítek malých lomů, kde se pracovalo mimo zemědělskou sezónu), se štípáním a krájením upravovala na pokryvačské šablony. Za pomocí železných klínů byly odlamovány nezvrásněné fylitové desky (”jádro”), které se dále dělily (”draly”) pomocí dlát. Střelného prachu se používalo výjimečně. Při vlastní těžbě a konečné úpravě vznikalo 90–95 % odpadu, který byl vyvážen na haldy. Obrovské množství odpadu potvrzují impozantní rozměry hald u Liebigova i ostatních větších lomů. Fylitové desky byly zpracovávány ihned po vylomení ze stěny tak, aby měly přirozenou zemní vlhkost, která podmiňuje snadnou štípatelnost. V letním období, kdy se nestačil všechen materiál zpracovat, přikrývaly se vylomené desky slámou a polévaly se vodou. Podle pamětníků se některé špatně štípatelné partie nechávaly vymrznout přes zimní období a pak se teprve zpracovávaly. Z těchto důvodů byly některé druhy fylitů označovány jako „břidlice letní“, případně „břidlice zimní“.
Vynález eternitu (kolem roku 1900) a první světovou válku však přežily pouze největší lomy. Ve Světovém lomu se pracovalo do roku 1917, v Radčicích a v Jirkově se občas těžilo ještě ve 30 letech. Do začátku druhé světové války pak těžil pouze největší, Liebigův lom, ve kterém těžba pokračovala i v krátkém období po roce 1945.
Příčinou obnovení těžby v letech 1967–1970 na lokalitách Jirkov a Jílové u Držkova bylo použití fylitů jako dekoračního kamene při obkladu interiérů a exteriérů i jako doprovodu (rámování) dřevěných obkladů. Pokryvačskou břidlici začaly dobývat Rudné doly, n. p. Příbram a JZD Jirkov (později JZD Budovatel se sídlem v Zásadě). Od roku 1973 začal fylity těžit Pražský průmysl kamene (později ČMPK Hradec Králové). Družstvo Granit Jeníkovice dobývalo fylity v okolí Jirkova na základě povolení ONV Jablonec n. Nisou. Břidlice byly rozpojovány trhacími pracemi malého rozsahu, rozpojené břidlice se třídily podle kvality a menší desky (0,5 x 0,5 m) se zpracovávaly štípáním na nehraněné obkladové desky. Větší desky se klínkovaly na sílu 10 cm, řezaly a dále se ručně rozpojovaly. Po roce 1989 došlo v rámci restitucí a privatizace k velmi nepřehledné situaci, ve které se střídali jak vlastníci, tak jednotliví těžaři. V letech 1990–1994 byla ložiska těžená JZD Budovatel prodána firmě OFEX, která těžila břidlici v Berkově lomě, v Račickém lomě (lom Václavice) a v lomu Koblištice. Vzhledem k jednostrannému zaměření na výrobu krytiny a vzhledem k nedostatku suroviny která je na výrobu krytiny vhodná, těžba a zpracování břidlice uvedenou firmou v roce 1994 zanikla. V současné době (1999) jsou břidlice zpracovávány pouze v lomu bývalého družstva Granit Jeníšovice (ložisko Bratříkov – Jirkov) firmou REVLAN, s.r.o. Horní Benešov. Roční těžba činní cca 2000 tun suroviny. Jsou zde tradiční technologií vyráběny nehraněné výrobky (šlapáky, nehraněné obklady) i hraněné výrobky (obkladové destičky různých velikostí). Firma LIVIE s.r.o., která vznikla privatizací Rudných dolů Kutná Hora, těží v bývalém Liebiegově lomě (dnes známého jako lomu u Červeného domu) odpady po těžbě břidlic a produkuje horninovou moučku do vyrovnávacích stavebních vrstev. Výsledky průkazných zkoušek železnobrodské břidlice z ložiska Jílové u Držkova jsou uvedeny v tabulce 6. Podle provedených zkoušek je surovina vhodná k výrobě břidlicových krytinových desek a břidlicových desek obkladových a dlažebních.
 
Tabulka 8-1. Výsledky průkazných zkoušek železnobrodské břidlice z ložiska Jílové u Držkova (podle Rybaříka 1992).
Měrná hmotnost	2,831 g.cm-3	
Objemová hmotnost	2,764 g.cm-3	
Hutnost	97,63 %	
Pórovitost	2,37 %	
Nasákavost do ustálené hmotnosti	0,95 %	
Zdánlivá pórovitost	2,63 %	
Pevnost v tahu za ohybu po vysušení	49,5 – 61,9 MPa	
Pevnost v tahu za ohybu po nasáknutí	26,5 – 27,8 MPa	
Pevnost v tahu za ohybu po zmrazení	21,1 – 22,6 MPa	
Součinitel změknutí	0,45 – 0,54	
Součinitel zmrazení	0,37 – 0,43	
Obsah veškeré síry v % SO3	0,14	
Obsah CaCO3	0,36 %	
  
Geograficky je výskyt štěpných fylitů omezen zhruba spojnicemi osad a obcí Vlastiboř, Horská Kamenice, Těpeře, Alšovice, Bratříkov, Radčice a Jílové u Držkova. Odkryty jsou ve stovkách lomů, hlavně v prostoru Skuhrova, Bratříkova, Jirkova a Jílového u Držkova. Petrograficky se jedná o sericitické až chlorit-sericitické fylity s výraznými rovnými plochami břidličnatosti a dokonalou odlučností podle nich. Fylity jsou obvykle světle šedozelené, méně často nafialovělé nebo namodrale šedé, s hedvábným leskem. Železnobrodské fylity jsou vázány na různě mocné (většinou však jen několik m) a dlouhé, zpravidla prohýbané pruhy rovnoplošně břidličnatých hornin, které se vyskytují v okolních, většinou silně zvrásněných fylitech železnobrodského krystalinika.
Mukařov
Na západním okraji obce se zachoval stěnový lom 50 x 30 m s výškou stěny až 12 m. Surovinou byl hůře štěpný fylit s hedvábným leskem. Asi 1 km na jihovýchod od Mukařova směrem na Kopaninu probíhala těžba šedých fylitů, tence destičkovitých a se slabým leskem. Pozůstatkem po těžbě na této lokalitě je opuštěný, zarostlý a zatopený lom o velikosti 50 x 50 m s výškou stěny až 5 m nad hladinou.
Skuhrov
Těžba probíhala na západ od Huntířovského potoka v několika lomech. Lomy jsou zcela zarostlé náletem, největší z nich má rozměry 40 x 10 m, s výškou stěny 8 m.
Bzí
Pozůstatky po těžbě břidlic lze zde sledovat ve dvou opuštěných a částečně aplanovaných lomech na severním okraji osady.
Skuhrov
Tento okrsek představuje nejzápadnější výskyt chlorit-sericitických fylitů radčické skupiny. Jedná se o střídání zelených a světle šedých fylitů, které lze nalézt na umělých výchozech v této oblasti.
Těpeře
Jde o významnou lomařskou oblast s desítkami starých lomů, z nichž nejznámější jsou lomy Dupanda a Strnadovka. Lomy jsou většinou zarostlé náletem nebo byly vyplněny kaly (Dupanda). Gotthard (1932) do tohoto okrsku lokalizuje krytinu použitou pro střechu Národního divadla v Praze. V oblasti se nalézá i netěžené ložisko Těpeře (9), které je tvořeno sericitickými fylity s variabilním obsahem chloritu. Různý obsah chloritu podmiňuje na ložisku střídání dvou barevných typů: šedé a šedozelené břidlice (Knotek et al. 1984).
Bratříkov
Na JV od Bratříkova byly břidlice těženy řadou lomů. Jde o velmi nepřístupné území, ve kterém jsou zachovány zbytky tří starých lomů s až 20 m vysokou lomovou stěnou. Všechny bývalé lomy této oblasti jsou zarostlé náletem.
Potok Žernovník
V hluboce zaříznutém údolí potoka Žernovníku se nacházely největší a nejproduktivnější lokality výroby štěpných břidlic. Patří k nim bývalý Liebigův lom (lom u Červeného domu), a lom ”Pod klubákem”. V údolí přítoku Žernovníku (Radčický potok) jsou dnes jako na jediné lokalitě fylity dobývány v těžebním prostoru bývalého družstva Granit Jeníkovice firmou Revlan, s.r.o. Horní Benešov (ložisko Bratříkov – Jirkov, lom Haratina; 11). Na východní straně se těžba dotýká jižního bloku zásob ložiska Bratříkov–Radčice (Líbal et al. 1967; 10b), které využívá firma Livia, s.r.o. Ložisko není v současné době těženo.Zásoby severního bloku ložiska Bratříkov – Radčice (Líbal et al. 1967), který se na západě přimyká k bývalému Liebigovu lomu a k lomu Pod Klubákem, jsou značné, avšak fylity jsou místně silně prokřemeněny a pro výrobu štěpných fylitů nejsou vhodné. Odpady po těžbě jsou však v současné době používány k výrobě horninových mouček do vyrovnávacích hmot i do hmot posypových.
Jirkov
V okolí Jirkova zanikla těžba v roce 1993. Ložisko Jirkov – Koblištice (12) tvoří součást pruhu dobře štěpných fylitů, který je omezen v nadloží i podloží více zvrásněnými a prokřemenělými fylity. Z tohoto ložiska pochází krytina použitá při rekonstrukci zámku Frýdlant. Ložisko Jirkov 1 (Samčice; 13) bylo těženo v Berkově lomu, v lomu Václavice a v lomu Samčice. Poslední z uvedených lomů je situován v těsné blízkosti mohutného hadcového tělesa, které bylo v minulosti těženo na výrobu drceného kameniva (lom Tlukačka).
Radčice
Na východní straně Radčic se těžilo ve čtyřech lomech, které jsou v současné době zaváženy odpadky a jejich lomové využití nepřichází v úvahu vzhledem k blízkosti obytných stavení.
Jílové u Držkova
V oblasti Jílového u Držkova se nachází ”Světový lom”, (lokalita Světlý lom v novějších mapových podkladech), jedna z nejproduktivnějších lokalit těžby břidlic. Gotthard (1932) jej označuje pod číslem 52 jako lom F. Kouřila a F. Dolerského. Těžba zde byla ukončena v roce 1926. Těžba na ložisku Jílové u Držkova (14a, b) byla ukončena v roce 1992. Ložisko je založeno v pruhu dobře štěpných chlorit-sericitických fylitů oddělenými polohami chloritických fylitů a polohami metabazaltů. Homogenitu suroviny narušuje přítomnost sekrečních křemenů a lokální, silně provrásněné polohy zelených břidlic (Hladík et al. 1975). Příčné a podélné pukliny omezují velikost štípatelných desek.Nověji byly vypočteny zásoby štěpných břidlic na netěženém ložisku Jílové u Držkova 1 (Knotek et al. 1984, 1986; 15). Fylity s destičkovou odlučností zde dosahují mocnosti 200–250 m. V rámci ložiskové výplně a v okolí ložiska vystupují fylity s četným žilkami sekrečního křemene a s roubíkovým rozpadem. Ložisko obsahuje 24–75 % dobře štípatelné suroviny.
Vlastibořice
Tento okrsek je ze všech uvedených oblastí nejvýchodnější. Těžily se zde šedé až tmavošedé fylity v několika stěnových lomech zachovalých na západním svahu vrchu Veselka. 
 
KÁMEN A KAMENIVO – ERUPTIVA
Surovinou pro výrobu kamene a drceného kameniva je řada hornin různých geologických jednotek: partie tanvaldského granitu nevhodné pro hrubou a jemnou kamenickou výrobu, permské vulkanity, metabazalty a ultrabazika železnoborského krystalinika (Drozen 1997).V současné době není žádný z uvedených horninových typů pro výrobu kameniva využíván.
 
Permský andesitoid (melafyr). Jediným ložiskem je Frýdštejn (17). Ložisko je součástí rozsáhlé polohy výlevného melafyru a nachází se v blízkosti lužické poruchy. Melafyrový příkrov se skládá z několika proudů oddělených vrstvami sedimentů. Surovina je tvořena jednak melafyrovým mandlovcem, jednak masivním jemnozrnným melafyrem. Jedná se o zbytkové zásoby po těžbě v přilehlém lomu. Prognóza melafyru Vransko uváděná Hašlarem (1987) byla při přehodnocení prognózních zdrojů zrušena a není proto v mapě uvedena.
 
Tanvaldský granit. Ložisko stavebního kamene Tanvald (16a, b) (Sedlář et al. 1973) je popsáno v kapitole ”Kámen pro hrubou a ušlechtilou kamenickou výrobu”. Je hodnoceno jako vhodné pro výrobu drceného kameniva. Ložisko stavebního kamene Zbytky (18) je tvořeno dvojslídným, středně zrnitým granitem. V minulosti bylo ložisko otevřeno malým lůmkem. Čerstvý granit byl používán k výrobě lomového kamene, k výrobě obrubníků a dlažebních kostek. Žulové eluvium a zvětralý granit byla používána pro cestářské práce. Ačkoliv je ložisko hodnoceno jako vhodné k průmyslové těžbě (Sedlář 1971), jeho poloha je komunikačně problematická. Navíc, ložisko je situováno ve vrcholové, turisticky velmi exponované části Jablonecka.
 
Metamorfity. Z metamorfovaných hornin železnobrodského krystalinika se nacházejí ložiska metabazaltu Frýdštejn II, ložisko metabazaltu Huntířov, a Těpeře a ložisko hadce (pikritu) Loužnice.
Ložisko Frýdštejn II (19a, b) je součástí železnobrodského krystalinika. Je situováno v předpolí opuštěného lomu Frýdštejn, ve kterém se těžil permský melafyr. Množství suroviny je malé, ale kvalita suroviny vyhovuje na výrobu kameniva I. jakostní třídy (Sedlář 1971).
Ložisko Huntířov (20) bylo otevřeno lomem do začátku II. světové války a je tvořeno polohou metabazaltu ve fylitech železnobrodského krystalinika. Petrograficky jde o albit-aktinolit-epidotickou zelenou břidlici.
Ložisko Těpeře (21a, b) bylo v minulosti těženo pro místní potřebu dvěma malými lomy. Jde o tři polohy metadiabasů a metagaber o mocnost 50 metrů oddělené zelenými břidlicemi. Nadloží i podloží ložiska tvoří chlorit-sericitické břidlice.
Ložisko Loužnice (22a, b) bylo těženo lomem o výšce stěny 30 m (lom Huňáč). Těžba byla v roce 1962 zastavena vzhledem ke zvyšující se mocnosti skrývky. Západně od opuštěného lomu byly vyčísleny značné zásoby suroviny. Surovina je tvořena serpentinizovaným pikritem s menšími polohami hadců a zelených břidlic (Hartvichová 1957). Toto ložisko bylo později zkoumáno jako surovina pro výrobu asbestu s negativním výsledkem (Havelka et al. 1967).
 
PÍSKY A ŠTĚRKOPÍSKY
Jako zdroj netříděných stavebních písků byly v minulosti místně užíváno eluvium tanvaldského granitu. Řada drobných pískoven, zčásti aplanovaných nebo zavezených komunálních odpadem lze nalézt v okolí Střední Smržovky. Tyto písky nemají žádný průmyslový význam (Nedomlel et al. 1992).
 
CIHLÁŘSKÉ SUROVINY
Cihlářské suroviny jsou na mapovém listu zastoupeny pouze opuštěnou cihelnou u obce Zásada. Těžba hlin a výroba cihel zde skončila začátkem padesátých let (Radimský – Klícha 1980). Původní hliniště o rozměrech 40 x 40 m je zatopeno, v objektech bývalé cihelny sídlí řada drobných firem.

9. GEOFAKTORY ŽIVOTNÍHO PROSTŘEDÍ
Na území mapového listu zasahuje nepatrnou částí na severozápadě Žitavská pánev Libereckou kotlinou u Jablonce nad Nisou. Na jihozápadě sem zasahuje Jičínská pahorkatina. Nepříliš na území listu zasahuje v jihovýchodní části Ještědsko-kozákovský hřbet. Zhruba zbývající severní třetinu tvoří Jizerské hory. Zbytek území pak tvoří Železnobrodská vrchovina, která je součástí Krkonošského podhůří. Reliéf na mapovém listu je dosti členitý, takže se zde zřetelně uplatňuje půdní zonálnost (obr. 9-1).
Půdy zemědělsky obdělávaných ploch v oblasti Jizerských hor jsou ve své převaze půdy rezivé. V okrajových částech, na svazích jizerských hor k nim přistupují hnědé půdy silně kyselé a to platí i pro širší okolí Jablonce nad Nisou (okraj Žitavské pánve). Oblast Železnobrodské vrchoviny včetně Ještědsko-kozákovského hřbetu je charakteristická hnědými půdami kyselými, vzácné jsou pak půdy illimerizované. V jihozápadním rohu mapy, v okrajové části Jičínské pahorkatiny k hnědým půdám kyselým přistupují hnědé půdy typické a půdy illimerizované jsou častější.
Z lesních půd se v oblasti Jizerských hor vyskytují nejvíce rezivé půdy. Hlavně na hřebenech ale i na svazích se významně uplatňují rankery, tj. půdy obsahující významné množství horninového substrátu, který je skeletovitě zvětrán. Na ostatním území mapového listu jsou z lesních půd zastoupeny hnědé půdy kyselé a hnědé půdy silně kyselé. Méně se pak vyskytují podzoly a to podzoly železité, zcela okrajově pak půdy illimerizované. V jihozápadním rohu mapy (okrajová část Jičínské pahorkatiny) přistupují hnědé půdy typické.
Z hydromorfních půd se na území mapového listu vyskytují pseudogleje, nivní půdy a gleje. Východně od Dolní Smržovky se vyskytuje rašeliništní půda vrchovištní.
Produkční potenciál zemědělských půd lze odhadnout pro rezivé půdy jako nízký, pro hnědé půdy silně kyselé jako nižší, pro hnědé půdy kyselé, stejně jako pro hnědé půdy typické je pak vyšší až střední. Pro pseudogleje je vyšší a pro vzácně se vyskytující půdy illimerizované je produkční potenciál zemědělských půd vysoký. Produkční potenciál lesních půd v oblasti Jizerských hor je nadprůměrný až průměrný, pouze na rankerech je podprůměrný. V oblasti Železnobrodské vrchoviny převažuje produkční potenciál průměrný až podprůměrný, nízký je pak na železitých podzolech. Na Ještědsko-kozákovském hřbetu je produkční potenciál lesních půd vysoký, nadprůměrný až průměrný.
K ohrožení zemědělských půd s vysokým produkčním potenciálem zvýšenou hladinou podzemní vody a vodní erozí dochází v nivě Jizery v Plavech a mezi Spálovem a Líšným. Nebezpečnější je plošná vodní eroze lesních půd nadprůměrného až průměrného produkčního potenciálu. Ohroženy jsou tak lesní půdy na prudkých svazích nad Jizerou jihovýchodně od Držkova, lesy v prudkých svazích nad Jizerou a jejími přítoky mezi Sněhovem, Splzovem a Huntířovem, dále lesy v prudkém svahu nad Jizerou jihovýchodně od Vlastiboře. Takto ohroženy jsou také lesy mezi Malou Skálou a Frýdštejnem. Vodní erozí jsou také ohroženy lesy ochranné a zvláštního určení na prudkých západních svazích potoka Žernovník, západně od Radčic.
Skládek odpadů na mapovém listu je registrováno 29 (tab. 9-1). Z toho patnáct těchto skládek je bez územního rozhodnutí. Jedná se o skládky v těchto lokalitách: Velké Hamry – již. od Svárova, vých. od Pěnčína, Loužnice, Mýto, sev. okraj Železného Brodu, Jirkov – lom, vých. od Jirkova, Frýdštejn – Pod hradem, Bzí u kříže, Bzí, Vrkoslavice – lom, Smržovka – Horní Ves, Smržovka, Huť. Všechny tyto skládky jsou doporučeny k ukončení (pokud k němu již nedošlo) a k úplné rekultivaci. V případě lokalit Velké Hamry (již. od Svárova), Smržovka – Horní Ves a Huť je doporučován navíc monitoring. V případě lokality východně od Jirkova se jedná o částečně vybavenou skládku určenou pro horninový odpad vzniklý při těžbě břidlic. Tato skládka může pokračovat s tím, že je třeba zamezit ukládání TKO. Druhá skupina skládek v počtu dvanáct jsou skládky s územním rozhodnutím. Jsou v těchto lokalitách: Velké Hamry – sev. Plavů, Držkov, Trnka – Bratříkov, Jablonec nad Nisou – východní okraj, Vrkoslavice, Maršovice, Alšovice – lom, Bratříkov – lom, Pěnčín – lom, Pěnčín – Huť, Huntířov, Těpeře – Dupanda. Velká většina těchto skládek je doporučena k uzavření a k úplné rekultivaci, pokud tak již nebylo učiněno. Pro skládku Maršovice je doporučen monitoring. V případě skládky Velké Hamry – sev. Plavů se doporučuje ukládání pouze inertních odpadů a přísně zamezit ukládání TKO. Také pro lokalitu Vrkoslavice se předpokládá ukládání inertního odpadu s tím že bude zcela zamezeno ukládání TKO.

Obr. 9-1. Půdní mapa 03-322 Jablonec nad Nisou.
1 – rankery; 2 – illimerizované půdy; 3 – pseudogleje; 4 – hnědé půdy typické; 5 – hnědé půdy kyselé; 6 – hnědé půdy silně kyselé; 7 – rezivé půdy; 8 – podzoly; 9 – nivní půdy; 10 – gleje.	
  
Do střetů zájmů přicházejí na mapovaném listu z řady důvodů mnohá ložiska nerostných surovin.
Dobývací prostory lomů na surovinu pro hrubou a ušlechtilou kamenickou výrobu, pokrývačské břidlice, jižně a jihozápadně od Radčic, jsou ohroženy vodní erozí.Bilanční zásoby ložiska tanvaldského granitu, suroviny pro hrubou a ušlechtilou kamenickou výrobu, určené pro těžbu z povrchu, severně od Černé Studnice, jsou v oblasti výskytu podzemních vod II. kategorie.Bilanční zásoby suroviny pro hrubou a ušlechtilou kamenickou výrobu, určené pro těžbu z povrchu, severně od Plavů, jsou v oblasti výskytu podzemních vod II. kategorie a jsou částečně ohroženy vodní erozí. Prognózní zásoby suroviny určené pro hrubou a ušlechtilou kamenickou výrobu, určené k těžbě z povrchu, severozápadně od Jirkova, jsou ohroženy vodní erozí.
Nebilanční zásoby rašelin určených k těžbě z povrchu, tři ložiska mezi Novou Vsí a Smržovkou a slatiny jižně od Zásady na soutoku Plchovského a Kopaňského potoka, jsou v oblasti výskytu podzemních vod II. kategorie. Prognózní zásoby slatin, určených k těžbě z povrchu, jihovýchodně od Zásady, jsou ohroženy vodní erozí.
Území mezi Mukařovem a Sněhovem je narušené chatovou zástavbou.
  
Tabulka 9-1. Přehled skládek na listu 03-322 Jablonec nad Nisou.
p. č.	*	lokalita	úz. rozh.	druh odpadu	doporučení	
1	26	V.Hamry u sokolovny	–	I	ukončení, rekultivace	
2	27	V.Hamry	–	K, P, I	rekultivace, monitoring	
3	28	V.Hamry	–	I	zamezit ukládání TKO	
4	29	Držkov	+	K, I	ukončení, rekultivace	
5	30	v. od Pěnčína	–	K, P, I	úplná rekultivace	
6	31	Trnka – Bratříkov	+	K, P, I	úplná rekultivace	
7	32	Loužnice	–	K, I	úplná rekultivace	
8	35	Mýto	–	K, S	ukončení, rekultivace	
9	36	Železný Brod	–	K, I	úplná rekultivace	
10	38	Jirkov – lom	–	K, I	ukončení, rekultivace	
11	39	Jirkov	–	I	zamezit ukládání TKO	
12	41	Frydštejn – Pod hradem	–	K, I	úplná rekultivace	
13	42	Frydštejn – lom	+	P	dřevní hmota,zamezit uklád.TKO	
14	43	Bzí – U kříže	–	K, S	ukončení, rekultivace	
15	44	Bzí	–	K, I	ukončení, rekultivace	
16	51	Jablonec nad Nisou	+	K, I, S	úplná rekultivace	
17	52	Vrkoslavice	+	I	zamezit ukládání TKO	
18	53	Vrkoslavice – lom	–	K, I, S	úplná rekultivace	
19	54	Smržovka	–	K, I, S	úplná rekultivace, monitoring	
20	55	Smržovka	–	K, P, S	úplná rekultivace	
21	56	Nová Ves nad Nisou	+	K, I, S	skládka ukončená, rekultivovat	
22	63	Maršovice	+	K, I	ukončení, rekultivace, monitoring	
23	64	Alšovice – lom	+	K	zahrnutá, rekultivovaná	
24	65	Bratříkov – lom	+	P, X	rekultivace, prověřit těsnost lomu	
25	66	Pěnčín lom	+	K, I	úplná rekultivace	
26	67	Huť	–	K, I	úplná rekultivace, monitoring	
27	68	Pěnčín – Huť	+	I, P	ukončení, rekultivace	
28	69	Huntířov	+	K, I	úplná rekultivace	
29	70	Těpeře – Dupanda	+	K, I, P	úplná rekultivace	
* číslo skládky na registrační mapě skládek 1 : 50 000 03-32 Jablonec nad Nisou	
druh odpadu: K–komunální, I–inertní, P–průmyslový, S–stavební, X–kaly z čističky odpadních vod	
  
10. GEOLOGICKY VÝZNAMNÉ LOKALITY
Území listu 03-322 Jablonec nad Nisou má pestrou geologickou stavbu, která byla generacemi geologů systematicky zkoumána již od poloviny 19. století. Jak granitoidní horniny krkonošsko-jizerského plutonu, tak metamorfované horniny železnobrodského krystalinika tak i horniny platformního pokryvu poskytují na území listu řadu příležitostí studovat litologii komplexů, jejich vzájemné vztahy a tektonické postižení. Následující lokality byly vybrány tak, aby poskytovaly co nejvíce důležitých informací pro interpretaci geologického vývoje v jednotlivých etapách formování území listu.
Lokality 1, 10, 11, 12, 13, 14, 16 dokumentují některé významné aspekty stratigrafie a tektomagmatického vývoje železnobrodského krystalinika. Lokality 5–9 podávají petrografickou charakteristiku jednotlivých členů krkonošsko-jizerského masivu, jejich vzájemných vztahů a vztahů k metamorfnímu plášti. Na lokalitě 2 je možno nejlépe studovat složení a charakter permského vulkanismu. Lokalita 4 ukazuje podmínky sedimentace nejstarších křídových uloženin a jejich saxonské deformace podél lužického zlomu.
Lokality 5, 6, 7, 8, 9, 15 reprezentují hlavní petrografické typy granitů krkonošsko-jizerského plutonu. Lokality 3, 6, 15 dokumentují kontakt libereckého a tanvaldského granitu a kontakt železnobrodského krystalinika s tanvaldským granitem.
  
1. Opuštěný lom na křižovatce silnic z osady Anděl Strážce na Kopaninu a do Rychnova u Jablonce. Kontakt ložní žíly metadoleritu s nadložními chlorit-sericitickými fylity. V minulosti byl popsán Fediukem (1972), projevy mineralizace Lázničkou (1966). Poměrně mocná žíla metadoleritu, reprezentujícího jeden z projevů spodnopaleozoického vulkanismu, je jedním z nejlepších příkladů pro studium tektometamorfního vývoje železnobrodského krystalinika. V hornině jsou zachovány minerály a struktury primárního magmatického stádia a naložené minerální asociace spjaté s metamorfózou ve facii modrých a následně retrográdní stádium ve facii zelených břidlic. Relikty deformovaných plodů dokládají, její původní intruzívní kontakty k nadloží. Petrografická a geochemická charakteristika metadoleritů a obdobných metabazaltů oblasti železnobrodského krystalinika je v práci Patočka et al.   2000).
  
2. Opuštěný lom po pravé straně silnice na 500 m jv. od osady Anděl Strážce u Frýdštejna. Detailně popsán Fediukem (1972), mineralogií výplně melafyrových mandlí se zabýval např. Slavík (1941). Poskytuje nejlepší příležitost ke studiu autunského vulkanismu mnichovohradišťské pánve, která vystupuje v pruhu podél lužického přesmyku. Je zde 6 lávových příkrovů tvořených bazaltandezity a trachytandezity, oddělených místy polohami sedimentů. Přítomnost polštářových láv, tvary vyplněných mandlí umožňují interpretovat prostředí, v němž se rozlévaly permské melafyry, a směry jejich proudění. Detailnější petrografické a geochemické charakteristiky melafyrů z oblasti mezi Hodkovicemi a Malou Skálou jsou uvedeny v práci Středy (1971).
  
3. ”Vyhlídka” – skála se schodištěm asi 400 m východně od obce Hradešín. Jemně lamelovaný kontaktní rohovec se střídáním tmavších, biotitem bohatých a chudých pásků. Foliace hornin je subhorizontální (10/10 J). Skalní výchoz se nachází v těsném nadloží tanvaldského granitu.
 
4. Hřbet tektonicky vztyčených až překocených vrstev cenomanských křemenných pískovců mezi Frýdštejnem a Malou Skálou (Panteon). Chráněný přírodní výtvor a turisticky velmi navštěvované místo s krásným výhledem na pásmo lužického zlomu. Zachované sedimentární struktury a textury umožňují studium sedimentačního prostředí a charakteru proudů během sedimentace cenomanu. Souvislé skalní defilé je i jedním z nejlepších příkladů pro studium jednotlivých fází křehké deformace v pásmu lužického zlomu (např. Coubal 1990).
 
5. Opuštěný stěnový lom u železničního nádraží Nová Ves n. N. Typová lokalita porfyrického středně zrnitého biotitického granitu libereckého typu s vysokou magnetickou susceptibilitou (4,37.10-3 SI).
  
6. Skalní výchoz u vodojemu na západním okraji obce Nová Ves n. N. Kontakt libereckého granitu. Odkryv dokumentuje intruzívní vztah a relativní stáří obou granitů. Liberecký granit je mladší než tanvaldský granit.Vlastní kontakt je ostrý se znaky zmenšování zrna v libereckém granitu v rozsahu asi jednoho metru směrem ke kontaktu (chilled margin) a asi dva centimetry mocné zóny mylonitizace v tanvaldském granitu. Kontaktní plocha je však častěji využívána mladšími magmatickými fázemi geneticky spjatými s libereckým granitem Je to hlavně hybridní, často porfyrický středně zrnitý biotitický granodiorit (kontaktní granit) a narůžovělý biotitický mikrogranit. Kontaktní granit intruduje v těsné blízkosti kontaktní plochy v podobě značně nehomogenních poloh, šlír i protuberancí do tanvaldského i méně často do libereckého granitu. Tato hornina má podobu magmatické brekcie s oválnými xenolity písmenkového granitu a neporfyrického biotitického hybridního granitu. Charakteristickým znakem je na jedné straně pokročilý stav drcení, na straně druhé opětné natavování, zřetelné zejména na okrajích vyrostlic draselných živců. Tyto charakteristické znaky se podobají popisům pseudotachylitů vznikajících v hluboko pod povrchem v tektonických zónách s rychlým pohybem vyvolávající intenzivní tření, za účinného přispění seismického šoku (Spray l995). Biotitický mikrogranit intruduje do libereckého granitu a odděluje na vzdálenost asi 15 centimetrů tanvaldský a liberecký granit.. Vztah mezi kontaktním granitem a mikrogranitem nebyl zjištěn.
  
7. Skalní výchoz nad silnicí na jižním okraji obce Nová Ves n. N. Typová lokalita nevýrazně porfyrického leukokrátního středně zrnitého muskovit-biotitického alkalicko-živcového granitu tanvaldského typu.
  
8. Činný stěnový lom v Horní Černé Studnici. Typová lokalita leukokrátního středně zrnitého biotit-muskovitického alkalicko-živcového granitu tanvaldského typu. V hornině jsou poměrně časté jemnozrnné bazické uzavřeniny decimetrových rozměrů.
  
9. Opuštěný stěnový lom v lese na jižním okraji Střední Smržovky. Typová lokalita přikontaktní (okrajové) facie středně zrnitého biotitického granitu libereckého typu s vysokou magnetickou susceptibilitou (4460.10-6 SI).
  
10. Výchoz metagabra v zářezu hlavní silnice ze Železného Brodu do Tanvaldu v obci Loužnice. Dokumentuje charakter intruzívních členů staropaleozoického vulkanismu v železnobrodském krystaliniku a zároveň umožňuje studovat posloupnost variských tektometamorfních procesů. Petrograficky popsán např. v práci Fediuka (1962), geochemická a metamorfní charakteristika podána v práci (Patočka – Kachlík 1998c, Patočka et al.  2000).
  
11. Výchoz serpentinizované ultrabazické horniny (? pikritu) v zářezu hlavní silnice ze Železného Brodu do Tanvaldu asi 1 km j. od Loužnice. Tento výchoz dokumentuje intruzívní charakter pravých žil ultrabazických hornin, které patří k nejmladším projevům spodnopaleozoického magmatismu. Petrografická charakteristika, geologické vztahy diskutovány v řadě prací (viz např. Fediuk 1962 a reference uvedené v práci, Kachlík – Patočka, 1998, Patočka – Kachlík 1999), geochemie v práci Patočka et al.  2000. Mineralogická problematika zejména amfibolového azbestu v práci Steinochera a Vodičky (1954).
  
12. Zašlý lom na pokrývačské fylity Tlukačka u Jílového. Sericit-chloritické fylity s chloritoidem a s vložkami bazických metatufů (zelených břidlic) jsou nejmladším členem starší vulkanosedimentární jednotky železnobrodského krystalinika Lom je významný nejbohatšími nálezy ichnofosilií, které jsou jediným prokazatelným dokladem paleozoického stáří této části sledu železnobrodského krystalinika. Nálezy byly popsány Chaloupským a Chlupáčem (1984) a detailně Chlupáčem 1997. Celková charakteristika lomu je podána v exkurzním průvodci (Patočka, Kachlík 1999)
  
13. Skalní výchoz na vrcholu kóty Skalice j. od Držkova. Tento výchoz poskytuje jedinečnou ukázku střídání kyselých a bazických metavulkanitů železnobrodského krystalinika, které byly mylně interpretovány jako sericitické albitické kvarcity bazální části ponikelské skupiny (Chaloupský et al. 1989). Jde o střídaní metabazitů (zelených břidlic) a kyselých ryolitových metatufů, které tvoří nejmladší část starší vulkanosedimentární jednotky (radčické skupiny) v těsném podloží převážně sedimentární skupiny ponikelské. Je dokladem neexistence předpokládané starokaledonské diskordance mezi oběma částmi sledu.
  
14. Profil v zářezu hlavní silnice Železný Brod – Tanvald na sv. okraji obce Držkov. Popsán Fediukem (1962), Patočkou a Kachlíkem (1999). Jeden ze zásadních profilů pro pochopení vztahu radčické a ponikelské skupiny. Na profilu přecházejí podložní vulkanity (polštářové lávy), zelené břidlice do nadložních fylitů s vložkami kvarcitů a karbonátů ponikelské skupiny. Je to dokladem postupného litologického přechodu obou částí sledu. Podložní polštářové lávy odkryty v lese na protější straně silnice.
  
15. Skalní odkryv v železničním zářezu jižně od Tanvaldu. Kontakt (325/30 JV) leukokrátního drobnozrnného biotit-muskovitického alkalicko-živcového granitu tanvaldského typu a hnědavých laminovaných rohovců. V endokontaktu je tanvaldský granit postižen lokálně vyvinutou greisenisací. Hrubě slídnatý hematitizovaný greisen tvoří čočkovité ložní polohy o mocnosti až několika decimetrů.
   
16. Skály kolem zříceniny hradu Návarov, 1,2 km jv. od Držkova. Příklad silně deformovaných polštářových láv železnobrodského vulkanického komplexu, které jsou protaženy v.–z. směrem a dokládají tak dominantní směr tektonického transportu, patrného v celé krkonošsko-jizerském krystaliniku. Charakteristika vulkanitů železnobrodského komplexu je podána v pracích Fediuka (1962) a Fajsta et al. (1998).

SEZNAM LITERATURY A POUŽITÝCH MAP
 
Abraham, M. – Dudek, A. – Fediuk, F. (2000): The Czech part of the Krkonoše-Jizera Mts. pluton in the light of regional heavy mineral prospecting. – Věst. Čes. geol. Úst., 75, 1, 17–22. Praha.
Bederke, E. (1924): Das Devon in Schlesien und das Alter der Sudetenfaltung. – Fortshr. Deutsch. Geol. Paleontol., 7, 50.
Brýda, P. (1972): Zpráva o inženýrskogeologickém průzkumu pro rekonstrukci silnice Rádelský Mlýn – Jablonec, SG Praha
Burda, J. (1998): Hydrogeologická mapa 1 : 50 000 list 03-32 Jablonec nad Nisou. – Čes. geol. Úst. Praha.
Coubal, M., (1990): Compression along faults: example from the Bohemian Cretaceous Basin.  – Mineral. Slovaca, 22: 139-144.
Coubal, P. a kol., (1999): Geologická mapa 1: 50 000, list Jablonec nad Nisou.  – Česká geologická služba, Praha.
Coubal, M. and Málek, J., (1999): Analysis of movements in brittle shear zones. Acta Montana, Geodynamics, 114(14): 141-158.
Czudek, T. – Balatka, B. – Demek, J. – Ivan, A. – Kousal, J. – Loučková, J. – Panoš, V. – Sládek, J. – Stehlík, O. – 
Čadek, J. – Moldan, B. (1983): Geochemické rozdělení prvků. In: Svoboda, J. et al.: Encyklopedický slovník geologických věd. – Academia. Praha.
Čepek, L. a kol. (1963): Vysvětlivky k přehledné geologické mapě ČSSR 1 : 200 000 M-33-26 Hradec Králové. ÚÚG v nakl. ČSAV. Praha.
Don, J. (1984): Kaledonidy i Waryscydy Sudetov Zachodnich. – Przegl. geol., 9, 459–467. Warszawa.
Drozen, J. (1997): Okresní surovinové studie – II. Etapa. Okres Jablonec. – MS Geofond. Praha. P 78010.
Fajst, M. – Kachlík, V. – Patočka, F. (1998): Geochemistry and Petrology of the Early Palaeozoic Železný Brod Volcanic Complex (W Sudetes, Bohemian Massif): Geodynamic interpretations. – Geolines, 6, 14–15.
Fediuk, F. (1962): Vulkanity železnobrodského krystalinika. – Rozpr. Ústř. Úst. geol., 29, 116. Praha.
– (1971): Ultramafity krkonošsko-jizerské oblasti. – Acta Univ. Carol., Geol., 4, 319–343. Praha.
– (1972): Staropaleozoické, mladopaleozoické a neoidní vulkanity na Železnobrodsku. Exkurzní průvodce. – Ústav geologických věd. Praha.
Filip, B. (1951): Podzemní vody a prameny v okolí Turnova na území listu speciální mapy Turnov – 3754. – Vědecko-technické nakladatelství. Praha.
Franke, W. – Zelazniewicz, A. – Porebski, S.J. – Wajsprych, B. (1993): The Saxothuringian zone in Germany and Poland: differences and common features. – Geol. Rdsch., 82, 583–599. Stuttgart.
Gotthard, J. (1932): Soupis lomů ČSR, č. 1. Semily. – Přírodovědecké nakladatelství. Praha.
Gürtlerová, P. – Dušek, P. – Fikr, Š. (1997): Litogeochemická databáze ČGÚ. – MS Archiv ČGÚ. Praha.
Haková, M. – Mrázek, P. (1984): ”Vnější areál” krystalinika Českého masívu. Katalog analytických údajů – obsahy stopových prvků. – MS Archiv ČGÚ. Praha.
Hanák, J. – Ondra, P. ( 1999) : Fyzikální vlastnosti hornin na listu geologické mapy 1 : 25 000 03-144 Tanvald, 03-322 Jablonec n. Nisou. – Výběr z databáze Geofyziky a. s.
Hartvichová, J. (1957): Zpráva o geologickém výzkumu pikritového ložiska u Loužnice severně od Železného Brodu. – MS Geofond. Praha. FZ 2185.
Hašlar, O. (1987): Drcené kamenivo ČSR I. – MS Geofond. Praha. P 57673.
Havelka, V. et al. (1967): Loužnice – surovina: amfibolový asbest, etapa vyhledávací. – MS Geofond. Praha.. P 19156.
Herčík, F. et al. (1987): Hydrogeologická syntéza České křídové pánve. – MS Geofond. Praha.
Herčík, F. – Herrmann, Z. – Valečka, J. (1999): Hydrogeologie České křídové pánve. – Čes. geol. úst. Praha.
Hladík, S. (1988): Jizerské hory. Surovina fluorit – baryt, vyhledávací etapa průzkumu. – MS Geofond. Praha. P 71229.
Hladík, S. et al. (1975): Závěrečná zpráva úkolu Jílové u Držkova. Surovina: přírodní břidlice – fylit. – MS Geofond. Praha. FZ 5439.
Horný, R. (1964): Noví graptoliti z metamorfovaného siluru Podkrkonoší. – Čas. Nár. Muz., Odd. přírodověd., 133. Praha.
Chaloupský, J. (1963): Konglomeráty v krkonošském krystaliniku. – Sbor. Ústř. Úst. geol., 28, 143–190.
Praha.
Chaloupský, J., (1962): Přehled dosavadních geologických výzkumů v krystalaliniku Krkonoš a Jizerských hor., Geofond Praha.
Chaloupský, J. and Chlupáč, I., (1984): A star-like ichnofossils from the Krkonoše-Jizerské hory Metamorphic Complex of northern Bohemia. Věst. Ústř. Úst. geol., 59, 45-51.
– (1988): Caledonian folding in the Bohemian Massif, in Harris, A.L., Fettes, D.J., ed., The Caledonian-Appalachian Orogen. – Geol. Soc. spec. Publ., 38, 493–498.
Chaloupský, J. et al. (1989): Geologie Krkonoš a Jizerských hor. – Ústř. úst. geol. v Akademii. Praha.
Chlupáč, I. (1953): Nález graptolitů v metamorfovaném siluru u Železného Brodu v Podkrkonoší. – Věst. Ústř. Úst. geol., 28, 5, 213–215. Praha.
– (1993): Stratigraphic evaluation of some metamorphic units in the N part of the Bohemian Massif. – Neu. Jb. Geol. Paläont., Abh., 188, 3, 363–388. Stuttgart.
– (1997): Palaeozoic ichnofossils in phyllites near Železný Brod, northern Bohemia. – Journal of the Czech Geological Society, 42, 1, 75–94.
– (1998): New Paleontological Finds in the Western Part of the Krkonoše-Jizerské hory Mts. Metamorphics and their impact on stratigraphical and tectonical concepts. – Geolines, 6, 29–30.
Chlupáč, I. – Hladil, J. (1992): New Devonian occurences in the Ještěd Mts. North Bohemia. – Čas. Mineral. Geol., 37, 3, 185–191. Praha.
Chyba, P. (1971): Hydrogeologická studie okresu Jablonec n.N.-– MS Geofond. Praha.
Janů, M. (1972): Účelová hydrogeologická mapa Severočeského kraje. – MS Geofond. Praha.
Jetel, J. (1984a): Hydrogeologická mapa 1 : 200 000 list 03 Liberec 04 Náchod. – Ústř. úst. geol. Praha.
– (1984b): Mapa chemismu podzemních vod 1 : 200 000 list 03 Liberec 04 Náchod. – Ústř. úst. geol. Praha.
Jetel, J. et al. (1986): Vysvětlivky k hydrogeologické mapě 1 : 200 000 list 03 Liberec 04 Náchod. – Ústř. úst. geol. Praha.
Johnston, J.D. – Tait, J.A. – Oliver, G.J.H. – Murphy, F.C. (1994): Evidence for a Caledonian orogeny in Poland. – Trans. Roy. Soc. Edinburgh, 85, 131–142.
Kachlík, V. (1997): Litostratigrafie a stavba železnobrodského krystalinika: výsledek variských tektodeformačních procesů. – Zpr. geol. Výzk. v Roce 1996, 30–31.
Kachlík, V. – Patočka, F. (1998a): Lithostratigraphy and tectonomagmatic evolution of the Železný Brod Crystalline Unit: Some constraints for the Palaeotectonic development of the W Sudetes (NE Bohemian Massif). – Geolines, 6, 34–35.
Kachlík, V. and Patočka, F., (1998b): Cambrian/Ordovician  intracontinental  rifting  and  Devonian  closure  of  the rifting  generated  basins in the  Bohemian Massif   realms. – Acta Univ. Carol. Geol.,, 42(3/4): 433-441.
Kachlík, V. and Patočka, F., (1998c):  Železný Brod Volcanic Complex (ZBVC) - V. Sesja sekcii petrologii Polskiego towarzystwa mineralogicznego, Karpacz, 16. - 18. X. - Field Trip Guide book. 
Kettner, R. (1921): Geologie starého pohoří železnobrodského v Podkrkonoší. – Sbor. St. geol. Úst. Čs. Republ., 1, 123–144.
Klomínský, J. (1969): Krkonošsko-jizerský granitoidní masív. – Sbor. geol. Věd, Geol., 15, 134. Praha.
Knotek, Z. et al. (1984): Železnobrodsko II – Surovina: přírodní břidlice (fylit). – MS Geofond. Praha. P 1560.
Knotek, Z. et al. (1986): Jílové u Držkova. Surovina: přírodní břidlice (fylit). Etapa průzkumu: těžební. – MS Geoindustria. Praha. P 56323.
Kodym, O. – Svoboda, J. (1948): Kaledonská příkrovová stavba Krkonoš a Jizerských hor. – Sbor. St. geol. Úst. Čs. Republ., 53, 357–366.
Kolář, Z. (1972): Přehledná studie o současných zásobách drceného, těženého kamene a dekoračního kamene Severočeského kraje s rozborem dalších možností zajištění této suroviny. – MS Geoindustria. Praha. P 58325.
Koliha, J. (1929): Devonská fauna v pohoří Ještědském. – Věst. VI. sjezdu čs. přírodozp. lék. a inžen. III. Praha.
Konzalová, M. (1973): Neogenní rostlinné mikrofosilie z říčních sedimentů v podloží neovulkanitů na Železnobrodsku. – Věst. Ústř. Úst. geol., 48, 17–23.
Kovařík, P. (1998): Prameny a studánky Čech, Moravy a Slezska. – Nakladatelství Lidové noviny. Praha.
Knotek, Z. et al. (1984): Železnobrodsko II – Surovina: přírodní břidlice (fylit). – MS Geofond. Praha. P 1560.
Knotek, Z. et al. (1986): Jílové u Držkova. Surovina: přírodní břidlice (fylit). Etapa průzkumu: těžební. – MS Geoindustria. Praha. P 56323.
Kraft, M. – Scheindler, R. – Tischendorf, G. – Fuchs, H. (1969): Daten zur Geochemie der Elemente. – Zentrales Geologisches Institut. Berlin.
Krásný, J. (1986): Klasifikace transmisivity a její použití. – Geol. Průzk., 28, 6, 177–179. Praha.
Kröner, A. – Hegner, E. – Hammer, J. – Haase, G. – Bielicki, K.–H. – Krauss, M. – Eidam, J. (1994): Geochronology and Nd-Sr systematic of Lusatian granitoids: significance for the evolution of the Variscan orogen in east-central Europe. – Geol. Rdsch., 83, 357–376. Stuttgart.
Kröner, A. – Jaeckel, P. – Opletal, M. (1994): Pb-Pb and U-Pb zircon ages for orthogneisses from Eastern Bohemia: Futher evidence form a major Cambro-Ordovician magmatic event. – Journal of the Czech Geol. Soc., 39, 61.
Kundrát, M. – Lepka, F. (1998): Vzácné zeminy v aleuropelitech Barrandienu. – Sbor. geol. Věd, Geol., 48, 5–17. Praha.
Kujan, J.(1990): Zpráva o doplňujícím inženýrskogeologickém průzkumu pro bytové jednotky Zásada, Stavoprojekt Liberec
Kvičínský, Z. (1982): Tanvaldská granit. – MS Diplomová práce. Přírodovědecká fakulta University Karlovy. Praha.
Láznička, P. (1966): Výskyt rudní žíly s chalkopyritem v lomu u Frýdštejna. – MS Přírodovědecká fakulta University Karlovy. Praha.
Lepka, F. (1993): Příspěvek ke stratigrafickému zařazení fylitů ve vrtech K-2 (Stanový) a K-3A (Roprachtice) na Železnobrodsku. – MS Ústř. Správa Uranového průmyslu. Příbram.
Líbal, P. et al. (1967): Operativní výpočet zásob lokality Bratříkov – pokrývačské břidlice. – MS Geofond. Praha. P 20347.
Majer, V. – Sáňka, V. – Veselý, J. – Hruška, J. (1998): Geochemie povrchových vod na území listu 03 – Liberec. – MS Čes. geol. úst. Praha.
Malásek, F. (1957): Závěrečná zpráva o vyhledávacím průzkumu Líšný. – MS Geofond. Praha. P 8688.
Maluski, H. – Patočka, F. (1997): Geochemistry and 40 Ar-39Ar geochronology of the mafic metavolcanic rocks rom the Rýchory Mountains complex (West Sudetes, Bohemian Massif): paelotectonic significance. –Geol. Mag., 134, 703–716. Cambridge.
Marheine, D. – Kachlík, V. – Patočka, F. – Maluski, H. (1999): The Variscan polyphase tectonothermal development in the South Krkonoše Complex (W Sudetes, Czech Republic). – Terra Nova, Abstracts 10, 95.
Marheine, D. – Kachlík, V. – Patočka, F. – Maluski, H. (1999b): The Palaeozoic polyphase tectonothermal record in the Krkonoše–Jizera Crystalline Unit (West Sudetes, Czech Republic). – Geolines, 9, 45–47.
Máška, M., (1954): K tektonické analýze krystalinika (Drobná tektonika Krkonoš). Knih. Ústř. Úst. geol., 27.
Matouš, J. ( 1982) : Komplexní geofyzikální průzkum v železnobrodském krystaliniku. Závěrečná zpráva. – MS Geofond. Praha.
Matula M., Pašek J. (1986) Regionálna inžinierska geológia ČSSR NTL Praha
Mazanec O. – Nerad, J. et al. (1994): Průzkum obsahu rizikových prvků v půdách České republiky (1990–1993). – MS SKZÚZ. Brno.
– (1996): Průzkum obsahů rizikových prvků v půdách České republiky – část II. – MS SKZÚZ. Brno.
Nedomlel, A. – Břízová, E. – Tomášek, M. (1992): Regionální surovinová studie okresu Jablonec n.N. – MS Geofond. Praha.
Nedomlel, A. et al. (1992): Regionální surovinová studie pro potřeby okresních úřadů České republiky. Okres Jablonec n. Nisou. – MS Geofond. Praha. P 26254.
Novák, F. – Klement, K. (1966): Mineralogicko-technologický výzkum azbestonosných hornin. – MS Ústav nerostných surovin. Kutná Hora.
Oliver, G. J. H. (1986): Evidence for the Tornquist Sea: a connection between the Polish and the British Caledonides. In: Int. Conf. Iberian Terranes and their Regional Corralation (Oviedo), IGCP Proj. 233, 65.
Oliver, G.J.H. – Corfu, F. – Krogh, T.E. (1993): U-Pb ages from SW Poland: evidence for a Caledonian suture zone between Baltica nad Gondwana. – J. Geol. Soc., 147, 355–369.
Olmer, M. – Kessl, J. et al. (1990): Hydrogeologické rajóny. – Práce a Stud. (Výzk. Úst. vodohospod.), 176. Praha.
Ondra, P. – Hanák, J. ( 1983) : Hustotní charakteristika hornin krkonošsko-jizerského krystalinika, lužického a krkonošsko-jizerského plutonu. – Věst. Ústř. Úst. geol., 2, 71–77. Praha.
Patočka, F. – Pivec, E. – Oliveriová, D. (1997): Mineralogy and petrology of mafic blueschist from the Rýchory Mts. crystalline complex (Western Sudetes, Bohemian Massif). – Neu. Jb. Mineral., Abh.,
Patočka, F., Fajst, M. and Kachlík, V., (2000): Mafic-felsic to mafic-ultramafic Early Palaeozoic magmatism of the West Sudetes (NE Bohemian Massif): the South Krkonoše Complex. –  Z. geol. Wiss., 28,(1/2): 177-210.
Patočka, F. and Kachlik, V., 1999. Metamorphic complexes of the northeastern prolongation of the Saxothuringian Zone - Góry Kaczawskie (Mts.) and Easter and Southern Krkonoše Mts. Field trip Guide, exc. C3. In: H. Brause and K. Hoth (Editors), Tagugsband zur 8. Jahrestagung im Görlitz 1999 zum Haupttema "Westsudeten" - Exkurs. f. u. Verröfftl. GGW, Berlin, pp. 103-113.
Patočka, F., Vlašímský,P., Blechová, K., (1993): Geochemistry of Early Palaeozoic volcanics of the Barrandian Basin (Bohemian Massif, Czechoslovakia): implication for paleotectonic reconstructions. Jb. Geol. B.-A., 136(4): 873-896.
Perner, J. (1919): Silur v Krkonoších. – Časopis Mus. Král. čes., 43, 33–34. Praha.
Píchová, E. – Červenka, J. ( 1986) :Fyzikální vlastnosti hornin krkonošsko-jizerského krystalinika, lužického, krkonošsko-jizerského plutonu a podkrkonošské permokarbonské pánve. – Závěrečná zpráva za léta 1983–1985. –MS Archiv Geofyzika. Brno.
Prouza, V. – Šimůnek, Z. – Zajíc, J. (1997): Nová lokalita rudnického obzoru (autun) v mnichovohradišťské pánvi u Proseče pod Ještědem. – Zpr. geol. Výzk. v Roce 1997, 37–38.
Radimský, V. – Klícha, J. (1980): Závěrečná zpráva úkolu Jablonecko. – MS Geoindustria Praha, závod Dubí.
Raumer, K.v.,  (1913):  Die Granite des Riesengebirges un die sie umgebenden Gebirgsfamilien.  Berlin.
Roth, Z. (1947): Výskyt Železné rudy u Vrátu nedaleko Železného Brodu. – Sbor. St. geol. Úst. Čs. Republ., 15, 209–258. Praha.
Rybařík, V. (1992): Železnobrodská břidlice. – Geol. Průzk., 34, 166–169. Praha.
Sedlář, J. (1971): Jablonec – Liberec. Surovina kámen. – MS Geofond. Praha. P 23890.
Sedlář, J. et al. (1973): Závěrečná zpráva Tanvald. Surovina: dekorační kámen. – MS Geofond. Praha. P 24198.
Sedlář, J. – Kořán, J. (1977): Nová Ves n. Nisou. Dekorační kámen. – MS Geofond. Praha. FZ 5562.
Shrbený, O. ( 1986) : Neovulkanity v krkonošsko-jizerském krystaliniku. – MS Archiv ČGÚ. Praha.
Sine (1996): Mapa ložiskové ochrany 1 : 50 000 list 03-32 Liberec. – MŽP ČR, Geofond. Praha.
– (1999): Bilance zásob ložisek nerostů České republiky k 1. lednu 1999. – MŽP ČR.
Spray,J.G.(1995): Pseudotachylyte contraversy: Fact or friction. – Geology, v.23, no 12, p 1119–1122.
Středa, J. (1971): Geologicko-petrografické poměry mnichovohradišťské deprese u Hodkovic nad Mohelkou. – Sbor. geol. Věd, Geol., 21, 109–154. Praha.
Svoboda, K. (1961): Výhledová studie asbestu. – MS Keramoprojekt. Praha.
Svoboda, J. a kol. (1963): Geologická mapa ČSSR 1 : 200 000, M-33-X Liberec. – Ústř. úst. geol. Praha.
Šafránek, V. ( 1981) : Výsledky geofyzikálního měření na akci pivovar Jablonec n. Nisou. – MS Geofond. Praha.
Šalanský, K. ( 1962) : Regionální výzkum objemových vah a magnetických susceptibilit hornin z oblasti Krkonoš. – Acta Mus. reginaehradec., Sér. A, 1–2, 4, 3–42. Hradec Králové.
– ( 1964) :Regionální magnetometrie v Krkonoších a východní části Jizerských hor. – Acta Mus. reginaehradec., Sér. A, 6, 3–46. Hradec Králové.
– ( 1977) : Letecké geofyzikální mapování v měřítku 1 : 25 000. XVIII. Severní Čechy. Technická zpráva. Geofyzika Brno. – MS Geofond. Praha.
– ( 1983) : Regionální magnetické struktury Českého masívu na území ČSR. – Věst. Ústř. Úst. geol., 58, 5, 275–286. Praha.
Šalanský, K. – Manová, M. ( 1993) : Geofyzikální mapa České republiky, list 03-32 Jablonec n. Nisou. – MS Čes. geol. úst. Praha.
Šalanský, K. – Větrovská, B. ( 1961) : Výzkum příčin aeromagnetických anomálií. IV. Krkonoše. – Ústav užité geofyziky. – MS Geofond. Praha.
Šibrava, V. – Havlíček, P. (1980): Radiometric age of Plio-Pleistocene volcanic rocks of the Bohemian Massif. – Věst. Ústř. Úst. geol., 55, 129–139. Praha.
Šrámek, J. ( 1999) : Pracovní tíhové mapy pro interpretaci geologické stavby na mapových listech 03-322 Jablonec n. Nisou, 03-144 Tanvald. – MS Geofyzika. Brno.
Šrámek, J. – Rychtár, J. et al. ( 1985) : Zpracování gravimetrických podkladů z oblasti krkonošsko-jizerského krystalinika. – Geofyzika Brno. – MS Geofond. Praha.
Štelcl, O. (1976): Regionální členění reliéfu ČSR 1 : 500 000. – Geograf. Ústav ČSAV Brno. Brno.
Švácha, B. (1970): Zpráva o průzkumu rašelinných ložisek v kraji Severočeském. – MS Archiv expediční skupiny pro výzkum půd. Zemědělská universita. Praha.
Vosyková, O. (1980): Zpráva o inženýrskogeologickém průzkumu pro staveniště v Jablonci n. N. – ulice Sadová. – Stavoprojekt Liberec.
Vybíral, R. (1992): Zpráva o inženýrskogeologickém průzkumu na akci Bohdalovice – odkanalizování obce, GIS Liberec.
Watznauer, A. (1935): Die Geologie des Bezirkes Gablonz. – Heimatkunde für den Bezirk Gablonz.
Žitný, L. (1959): Zpráva o provedení průzkumu na rašeliništích u Nové Vsi u Jablonce n. Nisou a výpočet zásob. – MS Geofond. Praha.
  
Fototabule 1
Fototabule 1
Foto 1 Charakter říční nivy řeky Kamenice na j. okraji Tanvaldu; balvany a bloky jsou tvořeny kontaktně metamorfovanými sericitickými fylity (plodové břidlice a kontaktní rohovce).
Foto 2  Vodní nádrž Mšeno, stav vodní hladiny v září 1999; písčité splachy granitového eluvia podél břehů přehradní nádrže.
Foto 3 Skalní výchoz na hřbetu Proseckého vrchu; skalní mísa v porfyrickém hrubozrnném biotitickém granitu (liberecký granit).
Foto 4  Skalní výchoz na hřbetu Proseckého vrchu; porfyrický hrubozrnný biotitický granit (liberecký granit) s vyrostlicemi živců do 2 cm a uzavřeninou drobnozrnného biotitického granitu.
Foto 5 Výchoz žíly dvojslídného drobnozrnného mikrogranitu v řečišti řeky Kamenice.
Foto 6 Pohled ze severního svahu Černé Studnice u Nové Vsi n. N. severním směrem; na obzoru vpravo je nejvyšší bod Jizerských hor Jizera.

Fototabule 2
Foto 1  Lomová stěna a bloky odpadu v činném lomu Černá Studnice na svahu horského hřbetu Černé Studnice; středně zrnitý dvojslídný granit (tanvaldský granit).
Foto 2 Středně zrnitý dvojslídný granit (tanvaldský granit) z činného lomu Černá Studnice.
Foto 3  Kontakt tanvaldského granitu s rohovci ponikelské skupiny ; leukokratní drobnozrnný dvojslídný granit je podél kontaktu přeměněn ve slídnatý greisen; (významná geologická lokalita č. 14) zářez železniční trati j. od Tanvaldu.
Foto 4  Kontakt libereckého (vlevo) a tanvaldského (vpravo) granitu s polohou porfyroblastického kontaktního granitu a s mylonitizací v tanvaldském granitu; kontaktní granit vznikl natavením mylonitizovaných hornin a intrudoval jako mladší podél styku tanvaldského a libereckého granitu; významná geologická lokalita č.6 u vodojemu při z.okraji Nové Vsi n. Nisou.
Foto 5  Příčný řez laminovaným cordieriticko-biotitickým rohovcem s poikiloblasty andalusitu v blízkosti kontaktu tanvaldského granitu; skalní výchoz s turistickou vyhlídkou nad silnicí z Jablonce n. Nisou do Kokonína (geologická lokalita č. 3).
Foto 6  Navětralý povrch valounu „plodové břidlice“ s poikiloblasty andalusitu v blízkosti kontaktu tanvaldského granitu z koryta řeky Kamenice u Tanvaldu.
Fototabule 3
Foto 1  Detail endokontaktu tanvaldského granitu s rohovci v zářezu železniční trati j.od Tanvaldu (významná geologická lokalita č. 15); leukokratní drobnozrnný dvojslídný granit je podél endokontaktní plochy na vzdálenost několika cm až dm greisenizován.
Foto 2  Kontaktní plocha nefelinického bazanitu a porfyrického středně zrnitého biotitického granitu (liberecký granit) v opuštěném lomu na jižním svahu Bukové hory u Tanvaldu.
Foto 3  Skalní výchoz na severním svahu hřebene Černé Studnice; středně zrnitý dvojslídný granit (tanvaldský granit) s výrazně plošně paralelním rozpukáním.
Foto 4  Skalní výchoz laminovaných muskoviticko-biotitických rohovců se subhorizontální foliací v blízkosti kontaktu tanvaldského granitu; pod vyhlídkou, jižně od Jablonce n.N. (významná geologická lokalita č. 3).

Fototabule 4
Foto 1  Krásná, „Léčivý pramen dr. Kittla“ – studánka bez přetoku vedle kostela, obojí z 18.stol.
Foto 2  Jablonecké Paseky; slabě radioaktivní Jeskynní pramen.
Foto 3  Bobov – pramen u turistické cesty.
Foto 4  Zásada – Lumka; pramen pozorovaný ČHMÚ („V Havaji“), měrný odpad měří část rozsáhlejšího prameniště poblíž zlomu (cca 4 l/s).
Foto 5  Nová Ves/Nisou; pramen Lužické Nisy, obložený kamenem, kamenný pomník „Pramen Nisy 1980“.
Foto 6  Bobov; skružová jímka, přetok trubkou do kašny.