MASARYKOVA UNIVERZITA PŘÍRODOVĚDECKÁ FAKULTA ÚSTAV GEOLOGICKÝCH VĚD. Diplomová práce

MASARYKOVA UNIVERZITA PŘÍRODOVĚDECKÁ FAKULTA ÚSTAV GEOLOGICKÝCH VĚD

Diplomová práce

Brno 2013

Václav Zborník

MASARYKOVA UNIVERZITA PŘÍRODOVĚDECKÁ FAKULTA ÚSTAV GEOLOGICKÝCH VĚD

Sedimentologické a sedimentárně-petrografické vyhodnocení vybraných neogenních sedimentů karpatské předhlubně Diplomová práce

Václav Zborník

Vedoucí práce: doc. RNDr. Slavomír Nehyba, Dr.

Brno 2013

Bibliografický záznam Autor:

Název práce:

Bc. Václav Zborník Přírodovědecká fakulta, Masarykova univerzita Ústav geologických věd Sedimentologické a sedimentárně-petrografické vyhodnocení vybraných neogenních sedimentů karpatské předhlubně

Studijní program:

Geologie

Studijní obor:

Geologie

Vedoucí práce:

doc. RNDr. Slavomír Nehyba, Dr.

Akademický rok:

2012/2013

Počet stran:

56

Klíčová slova:

karpatská předhlubeň; spodní baden; depoziční prostředí; provenience; gammaspektrometrie

Bibliographic Entry Author

Bc. Václav Zborník Faculty of Science, Masaryk University Department of Geological Sciences

Title of Thesis:

Sedimentology of the Neogene deposits of the Carpathian Foredeep

Degree programme:

Geology

Field of Study:

Geology

Supervisor:

doc. RNDr. Slavomír Nehyba, Dr.

Academic Year:

2012/2013

Number of Pages:

56

Keywords:

Carpathian Foredeep; Lower Badenian; depositional environment; provenance; spectral gamma-ray logging

Abstrakt Předložená diplomová práce se věnuje studiu spodnobadenských sedimentů ze

střední

části

karpatské

předhlubně.

Práce

je

zaměřena

na

jejich

sedimentologické a sedimentárně-petrografické vyhodnocení, které spočívá ve faciální analýze, studiu provenience a gammaspektrometrickém studiu. Jsou zkoumána vrtná jádra vrtů Brus1, HV 23 – Vyškov, Holubice 1 a Holubice 2. Litofaciální studium ukazuje na sedimentaci v mělkomořských podmínkách, postupné změlčování depozičního prostředí a redukci přínosu klastického materiálu do pánve, který je spojen s nástupem karbonátové sedimentace. Petrografické studium hrubé štěrkové frakce i studium chemismu granátu a rutilu ukazuje na přínos materiálu z kulmských hornin myslejovického souvrství.

Abstract In this diploma thesis we studied the Neogene (Lower Badenian) deposits of central part of the Carpathian Foredeep. The thesis is focused on their sedimentological evaluation, which is based on facies analysis, study of provenance and spectral gamma-ray logging. The drilling cores of the boreholes Brus 1, HV 23 – Vyškov, Holubice 1 and Holubice 2 were studied in detail. The lithofacies analyse generally indicates the deposition in the shallow sea conditions. Gradual shallowing upward trend and reduction of the contribution of clastic material deposition into the basin were recorded in the sedimentary succession.

Onset of

deposition of algal limestones was influenced by these processes. Petrographic study of coarse gravel fraction and also the chemistry of garnet and rutile show the contribution of material from the Culmian rocks of the Myslejovice formation.

Poděkování Na tomto místě bych chtěl poděkovat panu doc. RNDr. Slavomíru Nehybovi, Dr. za odborné rady, ochotu a pomoc při zpracovávání této práce. Dále bych chtěl poděkovat paní Libuši Plchové za technickou podporu.

Prohlášení Prohlašuji, že jsem svoji diplomovou práci vypracoval samostatně s využitím informačních zdrojů, které jsou v práci citovány.

Brno 2. května 2013

……………………………… Jméno Příjmení

OBSAH 1.

ÚVOD ............................................................................................................................................... 10

2.

VYMEZENÍ ZÁJMOVÉ OBLASTI ............................................................................................... 11

2.1.

3.

Geomorfologie zájmové oblasti........................................................................................................ 11

GEOLOGICKÝ VÝVOJ ZÁJMOVÉ OBLASTI ............................................................................. 13

3.1.

Předneogenní vývoj.............................................................................................................................. 13

3.2.

Neogenní vývoj karpatské předhlubně ......................................................................................... 13

3.3.

Neogenní vývoj v zájmové oblasti na geologických mapách ................................................. 18

3.4.

Kvartérní pokryv ................................................................................................................................... 23

4.

METODIKA .................................................................................................................................... 25

4.1.

Gammaspektrometrie ......................................................................................................................... 25

4.2.

Zrnitostní analýza ................................................................................................................................. 25

4.3.

Petrografická analýza štěrkové frakce.......................................................................................... 26

4.4.

Studium těžkých minerálů ................................................................................................................. 26

5.

VÝSLEDKY...................................................................................................................................... 27

5.1. Výsledky vrtu Brus 1 ............................................................................................................................ 27 5.1.1. Litofaciální analýza ...................................................................................................................................... 27 5.1.2. Zrnitostní analýza ......................................................................................................................................... 28 5.1.3. Gammaspektrometrie ................................................................................................................................. 29 5.1.4. Petrografická analýza.................................................................................................................................. 30 5.1.5. Analýza těžkých minerálů ......................................................................................................................... 30 5.2. Výsledky vrtu HV 23 - Vyškov ........................................................................................................... 31 5.2.1. Litofaciální analýza ...................................................................................................................................... 31 5.2.2. Zrnitostní analýza ......................................................................................................................................... 31 5.2.3. Gammaspektrometrie ................................................................................................................................. 31 5.3. Výsledky vrtu Holubice 1 a 2 ............................................................................................................. 32 5.3.1. Litofaciální analýza ...................................................................................................................................... 32 5.3.2. Zrnitostní analýza ......................................................................................................................................... 32 5.3.3. Gammaspektrometrie ................................................................................................................................. 32 5.3.4. Petrografická analýza.................................................................................................................................. 33 5.3.5. Analýza těžkých minerálů ......................................................................................................................... 34

6.

DISKUSE ......................................................................................................................................... 35

6.1.

Vrt Brus 1 ................................................................................................................................................. 35

6.2.

Vrt HV 23 – Vyškov ................................................................................................................................ 36

6.3.

Vrty Holubice 1 a 2 ................................................................................................................................ 37

7.

ZÁVĚR ............................................................................................................................................. 39

8.

LITERATURA ................................................................................................................................ 41

9.

PŘÍLOHY ........................................................................................................................................ 46

1. ÚVOD Sedimenty spodního badenu na východním „pasivním“ okraji Českého masivu představují relativně významnou součást neogenních vrstev střední části karpatské předhlubně. V posledních letech bylo v dané oblasti odvrtáno množství průzkumných geologických vrtů (Hluchov 1 a 2, Brus1, Holubice1 a 2,…). Předložená práce se zabývá sedimenty ze čtyř vybraných mělkých vrtů. Pro srovnání s okrajovými sedimenty spodního badenu byla dále využita dochovaná vrtná jádra z hlubokého vrtu HV 23 – Vyškov, který byl odvrtán v roce 1973 v centrální části pánve. Cílem práce je pomocí informací získaných z vrtných jader určit depoziční prostředí studovaných sedimentů a jeho vývoj, blíže identifikovat zdrojové horniny a řídící činitele depozice. Tyto poznatky by měly rozšířit poznatky o spodnobadenských sedimentech v zájmové oblasti.

10

2. VYMEZENÍ ZÁJMOVÉ OBLASTI Karpatská předhlubeň se na území ČR dělí na severní, střední a jižní část. Severní část zaujímá území mezi státní hranicí s Polskem a Hornomoravským úvalem. Ten tvoří přechod do střední, která je na jihu oddělena od jižní části nesvačilským příkopem. Jižní část uzavírá státní hranice s Rakouskem (Brzobohatý – Cicha 1993). Zkoumaná oblast spadá ze správního hlediska do Olomouckého a Jihomoravského kraje. Jedná se o tři lokality (Obr. 1). Lokalita Brus je situována přibližně 10 km severozápadně od Prostějova, je součástí přírodní památky Brus a je zastižena vrtem Brus 1. Druhou lokalitou je lokalita ve Vyškově a je reprezentovaná vrtem HV 23 – Vyškov. Třetí lokalitou je okolí obce Holubice vzdálené 11 km východně od Brna. Zde byly provedeny dva vrty – Holubice 1 a 2.

lokalita Brus

lokalita Vyškov

lokalita Holubice

Obr. 1: Geografická situace zkoumaných lokalit. Upraveno podle Mapy.cz, s.r.o – NAVTEQ (2011).

2.1. Geomorfologie zájmové oblasti Lokalita Brus leží v okrsku Kojetínská pahorkatina VIIIA-3A-4, který je součástí Prostějovské pahorkatiny. Jedná se o nížinnou pahorkatinu s povrchem ukloněný od SZ k JV. Plocha o výměře 185,84 km2 je tvořena neogenními a kvartérními sedimenty a mendipy z kulmských hornin. Východní okraj je lemován terasami řeky Moravy (Demek – Mackovčin, 11

et al. 2006). Lokalita Vyškov, kterou reprezentuje vrt HV-23 Vyškov, leží v podcelku Ivanovická brána VIIIA-2B, jenž je součástí Vyškovské brány. Jedná se o úzkou tektonickou sníženinu v směru SV-JZ s plochým povrchem o ploše 103,78km2. Sníženina je vyplněna neogenními a kvartérními sedimenty. Je výrazně omezena zlomovým svahem Drahanské vrchoviny (Demek – Mackovčin, et al. 2006). Lokalita Holubice spadá do okrsku Šlapanická pahorkatina VIIIA-1F-1. Jedná se o nížinnou pahorkatinu (129,55km2) tvořenou neogenními usazeninami a výstupy brněnského plutonu, kulmu a jury. Dále je charakteristická říčními terasami Svitavy a sprašovými sedimenty (Demek – Mackovčin, et al. 2006).

12

3. GEOLOGICKÝ VÝVOJ ZÁJMOVÉ OBLASTI 3.1. Předneogenní vývoj Na

geologické

stavbě

se

ve

studované

oblasti

podílejí

tři

strukturní

patra

– krystalinikum brunnie a variské a neoidní patro. Významné strukturní linie probíhají hlavně ve směrech JZ-SV, SZ-JV, méně často Z-V (Blížkovský et al. 1988). Tyto linie ovlivňují s různou intenzitou v proměnlivém čase a kombinaci stavbu jednotlivých geologických struktur. Na granitoidech brunnie se vytvořil variský komplex Drahanské vrchoviny a Moravského krasu. Předneogenní

podloží

karpatské předhlubně je v zájmovém

prostoru tvořeno

spodnokarbonskými/ kulmskými horninami Drahanské vrchoviny (Mísař et al. 1983). Podle J. Dvořáka (In: Brzobohatý, Čtyroká et al. 1998) nedocházelo v období vytváření karbonátů během devonu k častým projevům deformace, avšak docházelo k disharmonickým deformacím v průběhu sedimentace vápencového souvrství od spodního famenu do spodního karbonu. Rozstáňské souvrství (střední – spodní část svrchního visé) a zvláště pak droby a břidlice myslejovického souvrství stáří svrchního visé (Růžička et al. 1995b) leží diskordantně na vápencích postižených touto deformací. V období jura – paleogén je studovaná oblast pod vlivem sedimentačních událostí, které sem od jihu zasahují z oblasti Tethydy (Brzobohatý, Čtyroká et al. 1998). Paleogenní sedimenty se vytvářely po ústupu křídového moře, kdy byl jihovýchodní okraj Českého masivu postižen zlomovou tektonikou. Na zlomech S-J a SZ-JV, patrně již variských, došlo k oživení pohybů a v místech poruchových pásem i k následné erozi (Chlupáč et al. 2002). Stavba předhlubně byla tektonicky ovlivňována systémem zlomů směru SV-JZ a SZ-JV, které se v průběhu času podílely na tvorbě elevací a depresí. Prostřednictvím nesvačilského a vranovického příkopu zasahovaly transgrese do této oblasti již před neogénem (Brzobohatý – Cicha 1993).

3.2. Neogenní vývoj karpatské předhlubně Dnešní karpatská předhlubeň se sestává z podstatné části moravských úvalů, Vyškovské a Moravské brány, Ostravska, Opavska a na jihu pokračuje do molasové zóny Rakouska a na sever do polské části karpatské předhlubně. Relikty spodnobadenské pánve zasahují až na českomoravskou vrchovinu, Drahanskou vrchovinu, do Boskovické brázdy a Nízkého Jeseníku (Brzobohatý – Cicha 1993). 13

Karpatská předhlubeň je periferní předpolní pánev, která se vyvíjela na pasivním okraji Evropské platformy z důvodu nasunutí karpatského akrečního klínu a následný růst hmotnosti klínu vyvolal flexurní ohyb desky (Nehyba – Šikula 2007). Český masiv reprezentuje pasivní okraj Evropské platformy. Kolize českého masivu a nasunutí Alpsko-Karpatského oblouku je hlavním faktorem, který ovlivňoval pánevní projevy. Tyto projevy nebyly v celé pánvi jednotné. Z důvodu změn projevů podložních ker, které jsou ohraničeny zlomovými zónami především SZ-JV, SV-JZ a S-J směrů, byly rozsah a rychlost formování prostoru pánve na jednotlivých místech odlišné (Nehyba 2000). Na Znojemsku leží často na bázi miocénu žerotické vrstvy, místně se vyvíjející ze zvětralin krystalinického nebo paleozoického podloží a znamenají proluviální sedimenty značně suchého podnebí. Sedimentují již v egeru a postupně i v eggenburgu. Kombinované sávské pohyby společně se zvýšením hladiny světového oceánu způsobují transgresi, která v eggenburgu zaplavila jihozápadní část předhlubně. Východně od Znojma se směrem do pánve se zvýšila četnost projevů marinního prostředí. V oblasti Nikolčic, Dolních Dunajovic a Mikulova ji dokládají glaukonitické dunajovické pískovce. Severně od vranovické deprese - na nikolčicko-kurdějovickém hřbetu sedimentovaly na jurské podloží šedé pískovce. Nadložní pelitická facie je tvořena dobropolskými vrstvami. Jedná se o šedé z větší části nevápnité jílovce s laminární vrstevnatostí. Tyto uloženiny dosahují mocnosti až 300 metrů (Adámek 2002). Foraminiferová i měkkýší fauna indikuje např. v pelitickopsamitickém vývoji v okolí Šatova euhalinní podmínky relativně mělkého moře (Brzobohatý – Cicha 1993). Za účelem nápravy několika pokusů o litostratigrafické členění, které neodpovídaly zásadám České stratigrafické komise, bylo Adámkem (2002), na základě širších korelací (zejména karotážních měření z vrtů), ale i celkového přehodnocení komplexu sedimentů spodního miocénu, vymezeno a formálně označeno sedm litostratigrafických jednotek (Tab. 1).

14

Tab. 1: Karpatská neogenní předhlubeň (jižní část), litostratigrafické členění. Adámek (2002). V eggenburgu došlo k rozsáhlé transgresi způsobené kombinovanými sávskými pohyby se zvýšením hladiny světového oceánu. Tato transgrese zasáhla jihovýchodní část předhlubně a Ostravsko. S končícím eggenburgem vývoj karpatské předhlubně ovlivňují štýrské pohyby. (Brzobohatý – Cicha 1993). Okolí Božic a Čejkovic zastupují vyšší eggenburg tzv. čejkovické písky, považované za plážové písky, písky kos a valů (Krystek, 1983). V průběhu ottnangu dochází ke zvedání celého území předhlubně, ale nejintenzivnější bylo ve střední části předhlubně a na Ostravsku. Na JZ po částečné erozi eggenburgských uloženin dochází k depozici brakických, lagurnárních a sladkovodních uloženin částečně v anoxickém prostředí (Brzobohatý – Cicha 1993). Různá prostředí v okrajové části předhlubně jsou reprezentována psamity, slabě vápnitými jíly nebo nevápnitými jíly s rybími zbytky. Severně od Znojma vystupují v nadloží ryolitových tufitů, které tvoří statigrafickou hranici (Čtyroký, 1982), tzv. vítonické jíly bohaté na zbytky ryb a zuhelnatělé úlomky rostlin. Severně 15

od miroslavské hrásti vystupují rzehakiové vrstvy tvořené jemně až hrubě zrnitými písky až

štěrky s hojnými

valouny tmavých

rohovců

z jurských

vápenců

(Brzobohatý

– Cicha 1993). Nástup sedimentačního cyklu karpatu je způsoben silnou tektonickou aktivitou spojenou s pohyby ve flyši, kdy se osa předhlubně posouvá k SZ. Převážně na jižní Moravě docházelo k intenzivní subsidenci a jen místy vyvinutá bazální klastika a častá přítomnost anoxických facií svědčí o transgresi na plochém reliéfu a nedokonalém větrání pánve (Brzobohatý – Cicha 1993). Na jižní Moravě zastupují karpat dvě hlavní facie. První facie je tvořena mělkovodnějšími světle šedými písky s jílovou a prachovou příměsí a hojnými mlži (Nucula nucleus, Anadara diluvii apod.) a plži (Terebralia bidentata). Tyto sedimenty laterálně přecházejí do facie hlubokovodnějších vápnitých laminovaných jílů, tzv. šlírů. Tyto jsou nejrozšířenější a hojně obsahují mikrofaunu s foraminiferami Uvigerina graciliformis aj., jehlice hub, otolity kostnatých ryb, nanofosílie a místy i rozsivky zformované v polohách diatomitů. Makrofauna je zastoupena loděnkami Aturia aturi a pteropody rodu Vaginella. Prostředí hlubokého šelfu s častými výkyvy obsahu kyslíku dokazuje výskyt mikrofosílií (Chlupáč et al. 2002). Sedimentace karpatu byla zakončena relativně úzkou depresí před čely příkrovů. Ve střední části předhlubně se uložila klasika kroměřížského souvrství (Benada – Kokolusová 1987). Koncem karpatu se dosunuly flyšové příkrovy, které se nasunuly na starší karpatské sedimenty a došlo k jejich přetvoření či začlenění do příkrovů v čelních oblastech. Současně se vyzdvihly dnešní okraje brunovistulika, proběhla eroze a došlo k intenzivnímu formování reliéfu (Brzobohatý – Cicha 1993). Vývoj badenu karpatské předhlubně je charakteristický posunem depozičních center ze Z na V. Sedimenty spodního badenu v karpatské předhlubni na Moravě znamenají ukončení depozice ve vnějších periferních pánvích v severozápadní části centrální Paratethydy (Doláková et al. 2008). Spodnobadenní vývoj předhlubně na Moravě začíná jako poměrně úzká flexurní pánev, která byla asi spojena s procesy, které vedly k uvolnění tlaku v litosferické desce po skončení subdukce (Kováč et al. 2007). Před čely příkrovů se zvedá elevace těšínsko-slavkovského hřbetu sv-jz směru provázená na vnějšku řetězem úzkých depresí, kvůli kterým je osa předhlubně posouvána dále k SZ (Brzobohatý – Cicha 1993). Transgrese spodního badenu zasahuje do rozdílně zaklesávající předhlubně od JZ i SV a báze badenu není stejného stáří (Brzobohatý – Cicha 1993; Kováč et al. 2007). V jz. části předhlubně se projevují aktivně zlomy nesvačilského příkopu a na severu vzniká karvinsko16

bohumínská deprese zasahující až na Opavsko. Sedimentace začíná sutěmi a suťovými brekciemi, které mají suchozemský místy i marinní původ v hlubokých depresích reliéfu, jako například v okolí Brna a na jihovýchodním okraji Drahanské vrchoviny, popř. různými typy písků a štěrků, které jsou považována podle vztahu k pelitické facii za bazální nebo okrajová klastika (Brzobohatý – Cicha 1993). Tloušťka sedimentární výplně se značně mění v celé předhlubni, v jižní části dosahuje 400 m a severní části 1100 m (Kováč et al. 2007). Významnější sedimentární prostor vzniká až v nejvyšším miocénu v rozsahu dnešní Mohelnické brázdy a Hornomoravského úvalu (Růžička, 1989). Probíhá zde depozice lakustrinních, fluviálních či proluviálních sedimentů (jíl, prach, písek, štěrk) hlavně pliocenního stáří. Tato sedimentace je ovlivněna ze severu snosem materiálu brněnské jednotky a Českého masivu a na jihu z flyše Západních Karpat. V nižší části sledu jsou uloženy redeponované fosilní zvětraliny ovlivňující složení i zabarvení sedimentu. Během pliocénu je tento sedimentační prostor zúžen z důvodu tektonických pohybů na poklesových zlomech směru SZ-JV (holešovská porucha, okrajové zlomy lutínské brázdy, apod.) a mladší člen pliocénu reprezentují méně zralé sedimenty (Brzobohatý – Cicha 1993). Hlavní pliocenní paleotok Hornomoravského úvalu protékal v prostoru dnešní Moravy a i dílčí síť se v podstatě shodovala s dnešní. Je pravděpodobné, že v průběhu sedimentace starších členů probíhala komunikace skrz napajedelskou průrvu s hradišťským příkopem, posléze pak přes oblast Vyškovské brány (Růžička 1989). Na základě stratotypové lokality Baden-Sooss, nacházející se jižně od Vídně, byl definován stupeň baden. Typová lokalita je tvořena hliništi z šedomodrých jílů známých jako tégly. V těchto jílech je obsažena fauna bentických foraminifer, měkkýšů a dále různých druhů bezobratlých a obratlovců. Báze stratotypu nebyla nikdy odkryta. Svrchní část stratotypu je tvořena diskordancí, kterou překrývají sarmatské nebo panonské sedimenty (Piller et al. 2007). Báze badenu byla definována prvním výskytem praeorbulin nad diskordancí, které mají souvislost s mořskou transgresí způsobenou štýrskými pohyby. Biostratigrafické členění je založeno na základě výskytu planktonických foraminifer (Piller et al. 2007). Členění

badenu

je

stanoveno

na

základě

podstatných

paleoekologických

a paleogeografických změn indikovaných složením bioty. Spodní baden je reprezentován „Lagenidae

zónou“,

střední

baden

„Spiroplectammina

zónou“

a

svrchní

baden

„Bulimina/Bolivina zónou“. Toto rozdělení se uplatňuje především v karpatské předhlubni

17

a centrální Paratethydě. Baden je tedy rozčleněn do tří podstupňů (Tab. 2). Spodní baden se označuje jako morav, střední wielič a svrchní kosov (Piller et al. 2007). Na území ČR v karpatské předhlubni mezi Znojmem a Ostravou je badenská mořská sedimentace ukončena podstupněm morav. Podstupně wielic a kosov jsou na území ČR v karpatské předhlubni doloženy mezi Ostravou a Hlučínem (Horák 1984).

Tab. 2: Stratigrafické schéma miocénu v karpatské čelní předhlubni na listu 24-41 Vyškov. Sestavila J. Čtyroká 1997 (In: Brzobohatý, Čtyroká et al. 1998) Sedimenty karpatské předhlubně se prostřednictvím pohybů příkrovů probíhajících současně se sedimentací dnes nachází jednak pod příkrovy, před nimi i na nich, nebo jsou přímo do příkrovových staveb zabudovány. Příkrovová dynamika často vedla k tektonické redukci, či naopak ke zvýšení mocností sedimentů. Pobadenská radiální tektonika modeluje území předhlubně především skokem západního okrajového zlomu předhlubně až o několik set metrů (Kalvoda et al, 2002). Významná pliocenní a kvartérní denudace se však značně projevila na většinou nezpevněných sedimentech, a proto jsou dnes zachované pouze denudační relikty výplní pánví (Chlupáč et al. 2002).

3.3. Neogenní vývoj v zájmové oblasti na geologických mapách Marinní transgrese zasahovaly do této oblasti už před neogénem, generelně z důvodu tektonicky

predisponovaných

příčných

příkopů 18

(vranovického

a

nesvačilského).

Na severozápadním cípu vranovického příkopu vystupují tzv. malešovické vrstvy zachycené vrtem HV – 102 Malešovice Jedná se o několik metrů mocné hnědo- až černošedé slabě vápnité mořské jílovce s faunou egerského stáří. Paleogeograficky by se mohlo jednat o ústupové sedimenty paleogenního moře z vranovického příkopu (Chlupáč et al. 2002). Bazální klastika, tzn. předneogenní podloží karpatské předhlubně, jsou tvořena spodnokarbonskými/kulmskými horninami Drahanské vrchoviny (Mísař et al. 1983). Jedná se o droby a břidlice myslejovického souvrství (Obr. 2) stáří svrchního visé (Růžička et al. 1995b).

Obr. 2: Schéma geologické situace na listu 24-41 Vyškov. Upraveno podle L. Maštery 1997. (In: Brzobohatý, Čtyroká et al. 1998) Zlomové pásmo Hané, které je orientované ve směru SZ-JV, bylo alpínskou orogenezí reaktivováno a značně ovlivnilo morfologii okraje pánve v zájmovém prostoru, kde se předpokládá komplikovaný zlomově řízený reliéf úzkých a hlubokých depresí oddělených řadou elevací. Tyto struktury byly orientované pod značným úhlem vůči centrální části pánve orientované ve směru JJZ-SSV (Zapletal 2004). Nejstarší neogenní marinní sedimenty se vyskytují omezeně a jsou řazeny ke karpatu (Vysloužil 1981, Bubík – Dvořák 1996). Naprosto dominantní roli v neogenním sedimentárním záznamu hrají spodnobadenské 19

sedimenty, které často leží přímo na předneogenním podloží. Neogenní vrstvy na Prostějovsku, Olomoucku a dále i pak na Vyškovsku bývají ve svém vrstevním sledu mnohdy porušeny (Kalabis 1935). V prostějovské a lutínské depresi, které směrem na východ pokračují do centrální části pánve, dosahují tyto sedimenty nejvyšších mocností (více než 100 m). Izolované relikty neogenních sedimentů v prostoru Drahanské vrchoviny je spojováno s protažením prostějovské deprese k SZ (Kalabis 1961, Novák 1975, Jašková 1998, Zapletal et al. 2001, Zapletal 2004). Vrstevní sled lokality Brus je popisován jako brekciovité souvrství příbojového pobřežního pásma se střídáním vrstev jemnějších a hrubších sedimentů. V polohách s vyšším podílem úlomků kulmských břidlic je zároveň i nejvíce fosílií. Převážně jsou zastoupeny makroskopické foraminifery – heterosteginy, dále pak schránky mlžů. Z rozrušeného litavského vápence se zde druhotně vyskytují bílé porézní kusy vápence s foraminiferami. Tyto sedimenty jsou tedy řazeny ke spodnímu badenu, kterým končí i poslední marinní záplava v této oblasti (Kalabis – Chlupáč 1966). Sedimenty na lokalitě Brus (Obr. 3) jsou tvořeny vápnitými jíly a písky spodního badenu (morav). Podloží sestává drob, břidlic a prachovců myslejovického souvrství stáří svrchního visé (Růžička et al. 1995a).

20

10

KVARTÉR, pleistocén -deluvioeolické sedimenty

19

TERCIÉR, neogén, miocén -spodní baden (morav), vápnité jíly a písky

21

PALEOZOIKUM, karbon, svrchní visé -droby, myslejovické souvrství

22

PALEOZOIKUM, karbon, svrchní visé -laminované břidlice a prachovce, myslejovické souvrství

Obr. 3: Výřez z listu 24-22 Olomouc. Geologická stavba lokality Brus. Upraveno podle Růžička et al. (1995a). Neogenní vrstvy, které leží transgresivně v nadloží kulmu, lze vertikálně rozdělit na bazální písčito-pelitické souvrství a mladší souvrství brekcií a litothamniových vápenců (Vysloužil 1981). V okolí Vyškova se zřídka objevují sedimenty karpatu. Jedná se o marinní vrstevnaté vápnité jíly a jílovce. Další část tvoří sedimenty spodního badenu (morav) – vápnité jíly, podřadně písky a také bazální a okrajové vápnité štěrky (Obr. 4).

21

Kvartér, holocén 4 -fluviální písčité až písčitojílovité hlíny pleistocén 7

-spraše a sprašové hlíny

Terciér, neogén, miocén 16

-spodní baden (morav) mořský: vápnité jíly, podřadně písky

Terciér, neogén, miocén 17

-spodní baden (morav) mořský: bazální a okrajové vápnité písky a štěrky

Obr. 4: Výřez z listu 24-41 Vyškov. Geologická stavba lokality Vyškov. Upraveno podle J. Čtyroké et al. (1995) Tyto usazeniny lze souhrnně charakterizovat jako polymiktní psamity a psefity s častým křížovým a šikmým zvrstvením, četnými konkrecionálně zpevněnými polohami (Brzobohatý, Čtyroká et al. 1998) Podloží je tvořeno myslejovickým souvrstvím svrchního visé (Čtyroká et al. 1995). Jižně od Vyškova, mezi Dražovicemi a Hlubočany a dále při okraji Drahanské vrchoviny, se rozlišují dva typy písků a štěrků; v obou chybějí valouny z oblasti Karpat (Krystek 1974). Mezi terciérní sedimenty prostoru Holubic (Obr. 5) patří vrstevnaté vápnité jíly (šlíry), podřadně písky, pískovce a štěrky karpatu. Mladší jsou litothamniové vápence, vápnité jíly a písky badenu a vápnité jíly (tégly) spodního badenu (Stráník et al. 1985).

22

4

KVARTÉR, holocén

16

-fluviální písčitohlinité sedimenty

-litothamniové vápence, vápnité jíly a písky badenu

KVARTÉR, pleistocén 7

17

-spraše a sprašové hlíny

TERCIÉR, karpatská předhlubeň -vápnité jíly (tégly) spodního badenu TERCIÉR, karpatská předhlubeň

KVARTÉR, pleistocén 11

TERCIÉR, karpatská předhlubeň

19 -fluviální písčité štěrky mindelu

-vrstevnaté vápnité jíly (šlíry), podřadně písky, pískovce a štěrky karpatu

Obr. 5: Výřez listu 24-43 Šlapanice. Geologická stavba na lokalitě Holubice a přiléhajícího okolí. Upraveno podle Stráník et al. (1985).

3.4. Kvartérní pokryv Studovaná oblast je jednou z akumulačních oblastí na území ČR s dominantním zastoupením pískoštěrkových říčních teras, spraší a navátých písků. V zájmové oblasti se tedy jedná o Hornomoravský úval, Vyškovskou bránu (Chlupáč et al. 2002). Hornomoravský úval Nejstarší lakustrinní výplň je vytvořena pod fluviálními štěrkopísky a jedná se o jílovopísčité lakustrinní sedimenty různého litologického složení a pestrého zbarvení. Fluviální sedimenty řeky Moravy tvoří rozsáhlé akumulační roviny až 500km2. Deluviální 23

sedimenty se nacházejí při úpatí Drahanské vrchoviny v mocnostech až 15 m v okolí Náměště na Hané. Tyto sedimenty tvoří střídavý sled sprašových a hlinitých sedimentů s polohami sutí. V jižní části úvalu se vyskytují poměrně v hojném počtu travertinové kupy vytvořené na tektonických liniích (Musil, 1993). Vyškovská brána Nejstarší fluviální štěrky leží v oblasti mezi Nemojanami, Kovalovicemi a Rousínovem. Na štěrkopíscích würmského stáří se ve všech tocích nacházejí povodňové hlíny. Nejrozšířenějším sedimentem jsou zde středno- a svrchnopleistocenní spraše tvořící převážně souvislý pokryv o maximální mocnosti 17 m. svahové sedimenty leží na svazích Drahanské vrchoviny (Musil, 1993).

24

4. METODIKA Předmětem všech prováděných analýz byly vzorky odebrané z vrtných jader vrtů Brus 1 (34 vzorků), HV-23 Vyškov (16 vzorků), Holubice 1 (13 vzorků) a Holubice 2 (16 vzorků). Litofaciální analýza byla provedena dle předchozích prací (Tucker 1988, Walker a James 1992 a Nemec 2005).

4.1. Gammaspektrometrie Spektrální gammaspektrometrická analýza byla provedena na laboratorním spektrometru GR-320 enviSPEC (Exploranium, Canada). Metoda byla prováděna za účelem zjištění koncentrací uranu, draslíku a thoria. Koncentrace draslíku jsou uváděny v % a koncentrace uranu a thoria v ppm. Této analýze bylo podrobeno všech 79 vzorků.

4.2. Zrnitostní analýza Odebrané vzorky byly podrobeny kombinované metodě sítování a laserové difrakce (Retsch AS 200 sítovací analyzátor a Cilas 1064 laserový granulometer). Část vzorků jemnozrnného, jílovitého, prachovitého, či částečně stmeleného materiálu jemnozrnné frakce byla nejprve podrobena vyloužení ve směsi vody s peroxidem vodíku a poté analyzována v laserovém granulometru Cilas 1064. Pro sítovací metodu na analyzátoru Retsch AS 200 byla použita síta Retsch o frakčních velikostech 2 mm, 1 mm, 0,500 mm, 0,250 mm, 0,125 mm a 0,063 mm. Pohyb sít byl rovnoměrný,

horizontálně

kruhový,

umožňující

přesné

rozdělení

jemnozrnného

i hrubozrnného materiálu. Po prosítování byly vzorky sušeny v laboratorních sušárnách vzorků MEMMERT UNB 100/220 a KBC G–100/250 a nakonec zváženy. Pomocí laserového granulometru Cilas 1064 bylo možné zanalyzovat jemnozrnnou část vzorku v rozsahu 0,2–1250 µm. Tento přístroj analyzuje tzv. mokrou cestou. Postupem laserového paprsku přes kyvetu, kde proudí vzorek s vhodným médiem (vodou), vzniká zdroj elementárních vlnění, který má za následek vznik interferenčních kroužků na stínítku destičky s 31 detektory. Dochází tedy k ohybu laserového paprsku (laserová difrakce) a ten má za následek vznik interferenčních kroužků na stínítku (Zegzulka 2004). Podle vzorců Folka a Warda (1957) byly vzorky v dalším kroku vyhodnocovány zrnitostní charakteristikou – střední velikost zrna (Mz).

25

4.3. Petrografická analýza štěrkové frakce Tato analýza se zabývala vzorky vrtů Brus 1 a Holubice 1 a 2. Materiál z vrtu HV 23 - Vyškov byl jemnozrnný a nebyl tedy analýze podroben. Petrografické studium bylo zaměřeno na procentuální zastoupení zrn minerálů a hornin frakce větší než 2 mm. Zrna Byla pozorována v binokulárním mikroskopu, nastaveném na čtyřicetinásobné zvětšení. Počet zrn se pohyboval v rozsahu od 1 do 300 v daném vzorku. Dále bylo vizuálně metodou Powerse (1982) provedeno studium tvaru a zaoblení jednotlivých zrn.

4.4. Studium těžkých minerálů K určení těžkých minerálů byla využita frakce 0,063 – 0,125 mm. Minerální složení bylo studováno na mikrosondě Cameca SX 100 (Společná laboratoř MU a ČGS Brno). Dohromady bylo provedeno 66 analýz granátu a 30 analýz rutilu. Tomuto studiu byly podrobeny vzorky z vrtů Brus 1 a Holubice 1 a 2.

26

5. VÝSLEDKY 5.1. Výsledky vrtu Brus 1 5.1.1. Litofaciální analýza Při litofaciálním studiu vrtného jádra (20 m) bylo vyčleněno 10 litofacií (Příloha 1). Ty byly rozlišeny především pomocí zrnitostní a petrologické charakteristiky spolu s kvantitativními i kvalitativními rozdíly v přítomnosti schránek fosilií. Při popisu byl brán ohled na průběh technologie vrtání způsobující značnou destrukci primárních sedimentárních struktur. Litofacie jsou charakterizovány v tabulce v Příloze 1. Vyčleněné litofacie byly dále seskupeny do dvou faciálních asociací FA1 a FA2. Výskyt litofacií i faciálních asociací v rámci vrtu je prezentován na Obr. 6. Spodní faciální asociace FA1 je tvořena pěti litofaciemi (Mo, Mg, Mm, Mb, Mf). Báze faciální asociace ani báze neogenních sedimentů nebyla navrtána. V rámci spodní části faciální asociace se vyskytuje světle šedozelený laminovaný vápnitý prach až prachovec, místy bělavě smouhovaný. Proměnlivé je zastoupení šedého vápnitého jílu, okrového světle šedozeleného velmi jemnozrnného až jemnozrnného písku, nepravidelně rozmístěných drobných klastů o maximálním průměru 3 mm, a především pak vápnitých schránek měkkýšů, foraminifer a bělavých konkrecí. Poblíž hmotně doložitelné báze FA1 byla zjištěna přítomnost úlomků ústřic, výše se objevují psefitické klasty kulmských hornin, a nejvýše pak nápadné schránky velkých foraminifer rodu Heterostegina. Směrem vzhůru také relativně přibývá zastoupení písčité frakce. V rámci vzácně přítomné psefitické frakce převažují klasty kulmských drob nad klasty kulmských břidlic. Tyto mají dominantně deskovitý tvar a jsou především ostrohranné až poloostrohranné. Největší zjištěné klasty měly v A-ose délku maximálně 1,8 cm. Svrchní faciální asociace FA2 je tvořena také pěti litofaciemi (Sp, Sv, Lp, Lg, Lm). Tato asociace zasahuje do hloubky 7,40 m. Na bázi je přítomen jemnozrnný silně vápnitý šikmo zvrstvený písek. Faciální asociace je tvořena převážně bělavě zelenošedým silně jemně písčitým řasovým vápencem. Dále byl zjištěn žlutavě hnědý, bělavě smouhovaný rozpadavý písčitý řasový vápenec, planárně laminovaný, s výraznou přítomností klastů kulmských hornin, který se střídá se světle hnědým, bělavě smouhovaným vápnitým jemnozrnným pískovcem s příměsí klastů kulmských hornin. Maximální velikost klastů (osa A) dosahovala 2,7 cm, většinou se pohybovala do 1 cm. Klasty psefitické frakce jsou obvykle ostrohranné až poloostrohranné, méně často polozaoblené. Mají nejčastěji deskovitý tvar, méně často 27

sloupcovitý. Místy byly nalezeny zbytky schránek měkkýšů a směrem ke spodní hranici faciální asociace se výrazně zvyšuje přítomnost schránek měkkýšů a ubývá řas.

Obr. 6: Vyčlenění litofacií a jejich rozdělení do fatálních asociací ve vrtu Brus 1. 5.1.2. Zrnitostní analýza Výsledky byly v této analýze bohužel znehodnoceny přítomností bělavých konkrecí ve svrchní třetině vrtu a úlomků schránek živočichů (ústřic) při bázi vrtu. Nicméně v metráži vzorků 7,40 – 18,67 m, tedy podstatné části FA1, není analýza znehodnocena a v daném rozsahu se hodnoty střední velikosti zrna (Mz) pohybují mezi 0,018-0,074 mm a průměr je 0,039 mm.

28

5.1.3. Gammaspektrometrie V případě vrtu Brus 1 bylo provedeno 33 měření, jejichž porovnání s faciálními asociacemi je na obrázku v Příloze 2. V rámci FA1 bylo provedeno 22 gammaspektrometrických měření. Siliciklastické sedimenty FA 1 vykazují vcelku nízké hodnoty koncentrace K (1,08-2,07 %, průměrná hodnota AVG byla 1,50 %). Koncentrace K jsou ve spodní části FA1 relativně stabilní a ve svrchní části FA1 (přibližně od 13 m) dochází k jejich postupnému poklesu směrem vzhůru. Koncentrace U byly značně proměnlivé (1,69-8,23 ppm, AVG 4,56 ppm), podobně jako koncentrace Th, které nabývají relativně vyšších hodnoty (4,65-10,37 ppm, AVG 7,71 ppm). Výrazný pokles koncentrací těchto dvou prvku (zejména Th) byl zjištěn také ve svrchních částech FA1 (přibližně od 13 m). Průměrná hodnota poměru Th/U je relativně nízká (2,04) a průměrná hodnota poměru Th/K je vyšší (5,14). Korelace mezi hodnotou celkové úrovně koncentrace přirozených radioaktivních prvků a koncentracemi K, Th a U ukazují, že hlavním nositelem přirozené radioaktivity je U (r= 0,84), a také K (r= 0,43). Relativně menší roli hraje Th (r= 0,27). Korelace U a Th nabývá mírně negativní hodnoty (r= -0,05), korelace mezi U a K je relativně nízká (r= 0,22), kdežto korelace K a Th je poměrně vysoká (r= 0,79). Relativně nízká korelace byla zjištěna oři srovnání přítomnosti jílové frakce a koncentrace U (r=0,34), a nízká záporná korelace byla zjištěna při srovnání podílu jílové frakce a K (r= -0,35), a také Th (r= - 0,28). Gammaspektrometrickou analýzou FA2 (11 měření) bylo zjištěno, že sedimenty asociace FA2 vykazují střední koncentrace K (0,37-1,23 %, průměrná hodnota AVG 0,64 %), Th (0,93-7,15 ppm, AVG 3,89 ppm), a relativně vyšší koncentraci U (1,53-6,44 ppm, AVG 3,74 ppm). Průměrná hodnota poměru Th/U dosahuje 1,46 a průměrná hodnota poměru Th/K je pak 1,66. To jsou hodnoty nižší než v rámci FA1. Z korelace celkové úrovně koncentrace přirozených radioaktivních prvků se zastoupením jednotlivých radioelementů vyplývá, že nejvýraznějším nositelem radioaktivity v daném sedimentu je U (korelační koeficient r= 0,7). Korelační koeficient k Th je výrazně nižší (r= 0,2) a především pro K (r= - 0,11). Korelace U a Th je negativní (r= -0,38) podobně jako korelace U a K (r= -0,60). Naproti tomu koncentrace K a Th vykazují téměř dokonalou korelaci (r= 0,89). Písčité facie Sp a Sv mají relativně stabilní koncentrace Th (2,90-5,81 ppm), 29

proměnlivé koncentrace U (1,53-6,44 ppm) a nižší koncentrace K, když ve dvou vzorcích nebyla koncentrace přístrojem detekovatelná, ale v ostatních se pohybovala mezi 0,61 a 1,14 %. V karbonátových faciích Lp, Lg a Lm se koncentrace Th pohybovaly v širokém rozmezí (0,93 - 7,15 ppm), relativně kolísavé zastoupení bylo zastoupení U (1,49 - 4,76 ppm) a nízké hodnoty vykazoval K (0,37 - 1,24 %). Velmi nízká korelace byla zjištěna při srovnání přítomnosti jílové frakce a koncentracemi U (r=0,14) i Th (r=0,17), relativně vyšší pak pro K (r=0,28). 5.1.4. Petrografická analýza Při studiu frakce větší než 2 mm bylo zjištěno zastoupení drob, jílových břidlic, karbonátů, křemene, vápnitých konkrecí, foraminifer rodu Heterostegina, úlomků schránek živočichů a akcesoricky se vyskytovala i rula (Příloha 3). Analýza byla prováděna na jednotlivých vzorcích v rozsahu 1–300 zrn. Petrografické složení spodní faciální asociace FA1 je tvořeno hojným zastoupením foraminifer 33 % a úlomků schránek živočichů 25 %. Dále jsou zastoupeny droby 23 %, vápnité konkrece 9 %, jílové břidlice 5 % a karbonáty 4 %, akcesoricky do 1 % je přítomen křemen. Ve svrchní faciální asociaci FA2 je nejvíce zastoupena jílová břidlice 35 %, následují karbonáty s 25 %, vápnité konkrece 19 %, droby 11 %, foraminifery 9 % a akcesoricky do 1 % se vyskytují křemen a rula. 5.1.5. Analýza těžkých minerálů Na studovaných sedimentech frakce 0,125-0,063 mm byl okrajově, v omezené míře, posouzen chemismus granátu (36 analyzovaných zrn). Zrna pocházela z FA 1 i FA 2. Chemické složení granátů bylo velmi pestré (Příloha 4) s naprostou dominancí almandinové složky. Nejvýše zastoupené jsou pyrop-almandiny s 20%, následují se shodou 17,1 % grossular-almandiny a almandiny a grossular-pyrop-almandiny s 11,4 %. Chemismus byl studován také u rutilu (20 analyzovaných zrn z FA 1 i FA 2). Koncentrace hlavních diagnostických prvků jsou velmi proměnlivé. Většina (70,6 %) hodnocených rutilů vykazuje vyšší koncentrace Fe než 1000 ppm. Zastoupení Nb se pohybuje mezi 200 a 5180 ppm (průměr 1802 ppm), Cr mezi 40 a 3420 ppm (průměr 795 ppm) a Zr mezi 60–1680 ppm (průměr 622,5 ppm). Hodnota logCr/Nb byla negativní v 95 %.

30

5.2. Výsledky vrtu HV 23 - Vyškov Vrtné jádro 540 m hlubokého vrtu bylo k dispozici pouze ve fragmentech, které mají v metráži vzájemné skokové rozestupy řádově prvních jednotek až několik desítek metrů, ale i téměř 150 m. 5.2.1. Litofaciální analýza Z fragmentu vrtného jádra vrtu HV 23 – Vyškov bylo odebráno 16 vzorků, které byly kvantitativně i kvalitativně popsány. Následně bylo vyčleněno 6 litofacií: Mf, Mc, Mb, Mr, Ml, Sf (Příloha 5). Jedná se převážně o světle šedý jílovito-prachovitý až prachovito-písčitý sediment s polohami jemnozrnného písku a prachovitého jílovce. Tyto sedimenty jsou lokálně bioturbované a tvoří jemnozrnné laminy s čeřinovým nebo mázdřitým zvrstvení. Hojné jsou úlomky i celé schránky měkkýšů (přítomnost i Ostrea), drť schránek a rozptýlená zuhelnatělá rostlinná hmota. Lokálně se vyskytují dobře zaoblená zrna křemene o velikosti do 3 mm. 5.2.2. Zrnitostní analýza Vzhledem k jemnozrnnému charakteru sedimentu a tedy i frakčním velikostem byla měření prováděna pouze pomocí laserového granulometru Cilas 1064 v rozsahu 0,2–1250 µm. Hodnoty zrnitostní charakteristiky střední velikost zrna – Mz se pohybují v rozsahu 0,0056-0,0212 mm s průměrnou hodnotou 0,011 mm. 5.2.3. Gammaspektrometrie Při gammaspektrometrické analýze bylo změřeno všech 16 vzorků (Příloha 6). Koncentrace K se pohybují v rozsahu 1,62-2,40 %, průměrná hodnota je 1,99 %. Relativně nízkých a zároveň stabilních hodnot nabývá U (2,00-3,18 ppm, průměr 2,58 ppm). Koncetrace Th se pohybují v širokém rozmezí 7,25-10,85 ppm a nabývají vysoké průměrné hodnoty 9,19 ppm. Průměrná hodnota poměru Th/U je 3,61 a průměrná hodnota poměru Th/K je relativně vyšší 4,68. Korelace mezi hodnotou celkové úrovně koncentrace přirozených radioaktivních prvků a koncentracemi K, Th a U ukazují, že hlavním nositelem přirozené radioaktivity je Th (r= 0,24). Naproti tomu K (r= -0,23) a U (r= -0,03) nabývají záporných hodnot. Korelace U a Th nabývá mírně negativní hodnoty (r= -0,19), korelace mezi Th a K je nízká (r= 0,04), kdežto korelace U a Th je relativně vysoká (r= 0,74). Při srovnávání se zastoupením podílu jílové frakce byly zjištěny mírně až středně záporné korelace U (r= -0,21), K (r= - 0,32) a Th (r=-0,51). 31

5.3. Výsledky vrtu Holubice 1 a 2 5.3.1. Litofaciální analýza Na základě podrobného studia jader bylo vyčleněno (Příloha 7) 6 litofacií (M1, M2, Sm, Sl, Sv, Lp). Přes relativní blízkost vrtů není zastoupení litofacií ve vrtech identické, např. ve vrtu Holubice2 nebyla zjištěna facie M1. Z vrtných jader obou vrtů, které byly vrtány do hloubky 13 m (Holubice1) a do 12 m (Holubice2), bylo odebráno 29 vzorků (Holubice 1 – 13, Holubice 2 – 16) pro další laboratorní zpracování. Ve spodní části vrtů je sediment tvořen rezavě smouhovaným vápnitým prachovitým jílem až jílovitým prachem se špatně zachovalou planární laminací se vzácnou příměsí drobných vápnitých konkrecí. Výše má sediment charakter velmi jemnozrnného až jemnozrnného vápnitého písku s proměnlivou bioturbací a přítomností útržků mázder jílovce, úlomků schránek a vápnitých řas. Přechod do proměnlivě zpevněných vápnitých pískovců až písčitých vápenců je tvořen nerovnou bází. V karbonátové facii je hojné zastoupení vápnitých řas a schránek měkkýšů. Lokálně je zde planární a ukloněné zvrstvení s výraznými rozdíly v přítomnosti písčité frakce. Maximální velikost zrn v A-ose byla 2,2 cm, většinou ale do 1 cm. Tvar zrna byl většinou ostrohranný až poloostrohranný deskovitý, méně polozaoblený a sferoidický. 5.3.2. Zrnitostní analýza Ve svrchních a středních částech vrtů Holubice je analýza z podstatné části (až 70 %) znehodnocena přítomností velkých úlomků zpevněného písku (až 4,5 cm) a bělavých konkrecí. Avšak spodní jemnozrnnější jílovito-prachovité části vrtů směrem k bázi (Holubice 1: metráž 8,60-13,00 m, Holubice 2: metráž 8,80-12,00 m) udávají hodnoty střední velikosti zrna (Mz) pohybující se v rozmezích 0,0086-0,049 mm o průměru 0,029 mm (Holubice 1) a 0,0093-0,043 mm s průměrem 0,039 mm (Holubice 2). 5.3.3. Gammaspektrometrie Při gammaspektrometrické analýze bylo změřeno 29vzorků, pouze u vrtu Holubice 1 není ve výsledcích a korelacích uvažován vzorek z hloubky 1,30 m patřící stratigraficky ke kvartéru. Výsledky měření jsou graficky zpracovány v Příloze 8 (Holubice 1) a Příloze 9 (Holubice 2). Vrt Holubice 1 Naměřené hodnoty K ve vrtu Holubice 1 se pohybují mezi 0,35 a 2,12 % o průměru 32

1,14 %. Při měření koncentrací U nebyla v jednom případě (vzorek 1,85 m) hodnota přístrojem zaznamenána, je tedy uváděna jako 0,00 ppm. Další nejnižší hodnota je 1,17 ppm. Nejvyšší hodnota je 2,70 ppm a průměrná 1,84 ppm. Koncentrace Th se pohybují v širokém rozsahu 1,40-9,58 ppm s průměrnou hodnotou 5,91 ppm. Průměrná hodnota poměru Th/U dosahuje 2,67 a poměru Th/K 5,16. Porovnání celkové úrovně radioaktivních prvků a jednotlivých radioelementů vykazují pozitivní a téměř dokonalé korelace, nejvyšší Th (r= 0,96 ppm), méně pak K (r= 0,88 %) a U (r= 0,83 ppm). Korelační koeficienty v porovnání radioelementů se zastoupením jílové frakce dosahují pozitivních hodnot, téměř se shodují hodnoty K (r= 0,78 %) a Th (r= 0,76 ppm), s odstupem pak následuje U (r= 0,63 ppm). Vrt Holubice 2 Naměřené hodnoty v tomto vrtu jsou obdobné s vrtem Holubice 1, K (0,32-2,00 %, AVG 1,10 %), U (0,74-2,48 ppm, AVG 1,81 ppm) a Th (0,94-10,15 ppm, AVG 5,62 ppm). Hodnota poměru Th/U je vyšší (2,85), ale poměru Th/K je nižší (4,78). Jednotlivé radioaktivní elementy ve srovnání s celkovou úrovní radioaktivních prvků vykazují stejné pozitivní korelační koeficienty Th (r= 0,96), nebo vyšší K (r= 0,94), a U (r= 0,86). Stejně tak ve vztahu k vrtu Holubice 1 při srovnání radioelementů s jílovou frakcí nabývají korelace vyšších koeficientů K (r= 0,93) a Th (r= 0,85), v případě U (r=0,63) dochází ke shodě. 5.3.4. Petrografická analýza Studováním petrografického složení štěrkové frakce, tj. větší než 2 mm bylo zjištěno zastoupení písčitého vápence, vápnitého pískovce, vápnitých konkrecí, křemene a úlomků schránek živočichů (mlži a mechovky). Z této analýzy je vyloučen vzorek m 1,30, protože stratigraficky spadá do kvartéru. Petrografické složení vrtu Holubice 1 (Příloha 10) se tedy sestává z úlomků schránek živočichů (49 %), písčitého vápence (42 %), vápnitých konkrecí (6 %), vápnitého pískovce (3 %) a akcesoricky je přítomen křemen (<1 %). Analýza byla provedena na jednotlivých vzorcích v rozsahu 10-150zrn. Z výsledků studia na vrtu Holubice 2 (Příloha 11) vyplývá, že podstatná část zastoupení štěrkové frakce je tvořena z vápnitého pískovce (65 %), dále úlomků schránek živočichů (15 %), vápnité konkrece a současně písčitý vápenec (10 %) a opět akcesoricky křemen (<1 %). Analýza byla provedena na jednotlivých vzorcích v rozsahu 3-200 zrn.

33

5.3.5. Analýza těžkých minerálů Na studovaných sedimentech (frakce 0,125-0,063 mm) byl okrajově, v omezené míře, posouzen chemismus granátu (30 analyzovaných zrn). Zrna pocházela z vrtů Holubice 1 (hloubka 7,40 m) i Holubice 2 (hloubka 9,50 m). Chemické složení granátů bylo poměrně pestré (Tab. 3) s naprostou dominancí almandinové složky. Nejvýše zastoupené jsou pyropalmandiny s 37%, následují se 33 % grossular-almandiny a grossular-pyrop-almandiny s 13 %.

Typ granátu

%

ALM(51-85) - PRP(11-43)

37

ALM(71-73) - PRP(11-13) - SPS(10)

7

ALM(64-78) - GRS(11-25)

33

ALM(51-76) - GRS(12-25) - PRP(10-21)

13

ALM(58-59) - GRS(25) - SPS(10-11)

7

ALM(62) - SPS(24) - GRS(10)

3

Tab. 3: Zastoupení granátu na vrtech Holubice 1 a 2. Chemismus byl studován také u rutilu (10 analyzovaných zrn frakce 0,125-0,063 mm z vrtů Holubice 1 i 2). Koncentrace hlavních diagnostických prvků jsou vysoce proměnlivé. Všechny hodnocené rutily vykazují vyšší koncentrace Fe než 1000 ppm, přičemž rozsah hodnot se pohybuje mezi 1460 a 8610 ppm s průměrem 3476 ppm. Zastoupení Nb se pohybuje mezi 260 a 8550 ppm (průměr 3951 ppm), Cr mezi 70 a 4100 ppm (průměr 1006 ppm) a Zr mezi 100–7290 ppm (průměr 1352 ppm), kdy ve dvou případech nebyla hodnota Zr přístrojem zaznamenána. Hodnota logCr/Nb byla negativní v 90 %.

34

6. DISKUSE 6.1. Vrt Brus 1 Depozice faciální asociace FA1 probíhala v prostředí mělkého moře (fotická zóna) pod bází běžného vlnění, lze ji tedy označit za litologicky monotónní. Pravděpodobně vlivem bouřkové činnosti jsou zde přítomny polohy psefitického a psamitického materiálu. Významná dominance prachové frakce s relativně velkým podílem frakce jílové a současně přítomnost psamitické a psefitické frakce ukazují na poměrně chráněné depoziční prostředí. Charakter depozice na bázi FA2 je možné spojit se změlčováním, kdy trakční struktury ukazují na pohyby valů na dně. Depozice karbonátů pak ukazuje na sedimentaci v mělkomořských podmínkách, zvýšená přítomnost klasického materiálu v karbonátech i střídání karbonátových litofacií s litofaciemi siliciklastickými ukazují na nejspíše občasný, ale přesto zvýšený přínos písčitého materiálu do pánve. Vysoká pozitivní korelace radioelementů K a Th ukazuje na společný zdroj signálu. Naproti tomu negativní korelace těchto dvou elementů a uranu ukazuje na jeho odlišný původ. Hlavní původ signálu gamma lze hledat v rámci písčité a siltové komponenty, na což ukazuje negativní korelace mezi koncentracemi Th a K a zastoupením jílové frakce. Signál K a Th je v písčité frakci hledán v rámci těžkých i lehkých minerálů (těžké minerály, klastické slídy/živce). Z práce Nehyby a Jaškové (2002) vyplývá, že podobná negativní korelace při studiu spodnobadenských sedimentů byla zjištěna na nedaleké lokalitě Hluchov. Dále se lze domnívat, že jílová frakce může být charakteristická smektitem s nízkým obsahem K (Berstad – Dypvik 1982). Výrazné výkyvy v zastoupení Th a U pravděpodobně odráží proměnlivé zastoupení karbonátového materiálu a psamitické frakce. Znatelná postupná redukce v přínosu klastického materiálu do zájmového prostoru je předpokládana ve svrchní části FA1 (přibližně od 13 m). Zřetelnou hranici mezi FA1 a FA2 (přibližně 7,40 m) charakterizuje i výrazný pokles koncentrací K a hodnot poměrů Th/K i Th/U a současně nárůst koncentrací U. Podle práce Langmuir – Herman (1980) takové rozdíly poukazují na podstatné snížení přínosu terestrického siliciklastického materiálu do pánve během sedimentace FA2. Ve srovnání s ostatními nositeli přirozené radioaktivity ve vzorcích s vyšším zastoupením karbonátů je uran v FA2 poměrně nabohacen, což značí i nízký poměr Th/U zjištěný v karbonátových faciích (Berstad – Dypvik 1982). Majoritní podíl petrografického složení štěrkové frakce ve svrchní a spodní třetině vrtu je 35

tvořen kulmskými jílovými břidlicemi a drobami myslejovického souvrství, méně pak karbonáty. Nízké koncentrace K v jílové frakci naznačují, že zdrojem signálu je hornina s živcem, patrně tedy kulmská droba. Ve střední části vrtu je hrubá frakce tvořena dominantně schránkami foraminifer a úlomky schránek. Generelní vliv na kvantitativní zastoupení schránek organismů i jejich složení (schránky měkkýšů, vápnité řasy, foraminifery, ústřice) v FA1 i FA2 budou mít zřejmě rozdíly v chemismu (produkce CaCO3) a teplotě vody a zároveň změny v režimu proudění. Základ primárního zdroje granátu bude patrně v regionálně metamorfovaných horninách (ruly, granulity a amfibolity), což podporují i výsledky analýz rutilu. Ve srovnání se studiem spodnobadenských sedimentů na nedaleké lokalitě Hluchov (Nehyba-Jašková 2012) se tedy provenience granátu i rutilu liší. Využití Zr-termometrie pro metapelitické rutily ukazuje, že všechny patří ke granulitové metamorfní facii (Force 1980; Zack et al. 2004a,b; Triebold et al. 2005). Polymorfní granátickou asociaci popsal pro spodní části myslejovického souvrství Otava (1998). Je tedy relevantní předpokládat podstatný vliv hornin drahanského kulmu ve zdrojové oblasti jak pro sedimenty FA1, tak i FA2.

6.2. Vrt HV 23 – Vyškov S ohledem na neúplnost zachování vrtného jádra, kdy je z celkem 540 m původního jádra zachováno pouze 16 izolovaných vzorků, které jsou víceméně nahodile rozmístěné, v rámci vrtné metráže je interpretace vývoje depozičního prostředí značně omezená. Vzhledem k dominanci jílovitého prachu až prachovce s polohami velmi jemnozrnného písku s mázdrami prachovitého jílovce lze uvažovat, že tyto sedimenty se ukládaly pod bází běžného vlnění v mělkomořském prostředí (šelf?), kde dominovala sedimentace ze suspenze s občasným přínosem klastického materiálu (vliv bouřek?). Na bouřkovou činnost může ukazovat i přítomnost drtě schránek silnostěnných měkkýšů (Ostrea) i drobných valounků křemene. Hojná přítomnost rozptýlené zuhelnatělé rostlinné hmoty ukazuje na její relativně rychlé pohřbení. Na rozdíly v intenzitě sedimentace ukazuje i proměnlivý a vcelku malý výskyt bioturbace a fosilních stop. Poměrně vysoká pozitivní korelace U a K naznačuje společný původ signálu. Negativní korelace K a Th s jílovou frakcí značí, že hlavní zdroj přirozené radioaktivity lze nejspíše hledat v rámci písčité a prachovité frakci. Obdobně jako v případě vrtu Brus1 lze spekulovat, 36

že nízké koncentrace K ukazují přítomnost smektitu v jílové frakci (Berstad – Dypvik 1982). Ve srovnání s výsledky vrtu Brus1 lze uvažovat o rozdílném prostředí depozice i částečně rozdílném gammaspektrometrickém záznamu.

6.3. Vrty Holubice 1 a 2 Depoziční prostředí ve vrtu Holubice1 lze v nejhlubší metráži (9,20–13,0 m) spojit s převládající sedimentací ze suspenze a ukládání prachovitého jílu (facie M1, M2), jen občas přerušované trakčním přínosem písčitého materiálu. (projev bouřkové činnosti?). Takové podmínky lze předpokládat v oblasti mělkého moře pod bází vlnění. Na klidné podmínky depozice ukazuje i přítomnost celých vápnitých schránek organismů a projevů bioturbace (přibližně 9,20-11,80 m). Směrem vzhůru lze předpokládat postupné změlčování, spojené také s vyšším přínosem klastického materiálu (zejména písku – metráž (5,80-9,20 m). Oscilace hladiny či změny v intenzitě přínosu písčitého materiálu již patrně dochází postupně k pomalému změlčování za přítomnosti bioturbací a schránek živočichů. Další výrazná změna sedimentačních podmínek depozice nastává v hloubce 5,80 m, kdy nastupuje karbonátová sedimentace. Tuto změnu lze nejspíše spojit s významnou redukcí přínosu klastického materiálu (klimatické podmínky?). Občasné vložky písku ukazují na cyklické změny podmínek

sedimentace,

střídání

fázemi

vhodných

pro

růst

řasových

vápenců

v mělkomořském prostředí s podmínkami pro tvorbu těchto sedimentů málo příznivými. Shodně jako v případě vrtu Holubice1, tak i ve spodních partiích vrtu Holubice2 (metráž 8,50-12,0 m) dochází ke změně podmínek, od klidné sedimentace ze suspenze probíhající pod bází vlnění v mělkomořských podmínkách k postupnému změlčování doprovázenému přínosem klastického písčitého materiálu. V tomto vrtu nebyla zjištěna facie M1 a na bázi se ukládají vápnité prachovité jíly s pozůstatky schránek měkkýšů a proměnlivou bioturbací odpovídající facii M2. Menší mocnost písků (facie Sm, Sl i Sv) ve srovnání s vrtem Holubice 1, lze spojit pravděpodobně s distálnější pozicí studovaného místa vůči zdroji klastického materiálu. Této interpretaci by mohla nasvědčovat i vyšší mocnost řasových vápenců i jejich monolitický charakter nepřerušený vložkami písku (viz. vrt Holubice 1). Nástup karbonátové sedimentace v metráži 8,50 m lze opět nejspíše vysvětlit výraznou redukcí přínosu klastického materiálu do prostředí vhodného k tvorbě řasových vápenců (mělké, teplé, dobře prosvětlené moře). Vzájemné korelace mezi K, Th a U v obou vrtech vykazují vysoké pozitivní hodnoty, což značí, že jednotlivé radioelementy mají společný zdroj. Velmi významných pozitivních 37

hodnot nabývají korelace K, Th a U s jílovou frakcí, zdroj signálu bude tedy nejspíše v této frakci. Tuto domněnku potvrzuje od báze k povrchu vrtů výrazně klesající koncentrace jednotlivých radioelementů současně se zvyšující se zrnitostí sedimentu. Nízké koncentrace K naznačují, že jílová frakce může být charakteristická přítomností smektitu (Berstad – Dypvik 1982). Horní polovina vrtu Holubice 1 a horní dvě třetiny vrtu Holubice 2 jsou dominantně tvořeny písčitým vápencem až vápnitým pískovcem. Tomuto zjištění odpovídají i nízké hodnoty poměru Th/U a zároveň vyšší koncentrace U v porovnání s koncentracemi K a Th v karbonátové facii (Berstad – Dypvik 1982). Přesto, že v porovnání s vrtem Brus1 mají rutily vrtů z Holubic i několikanásobné obsahy jednotlivých diagnostických prvků (Cr, Nb, Zr, Fe), a to jak průměrné, tak i maximální obsahy, je jejich provenience obdobná. Stejně tak lze „primární“ zdroj granátů najít pravděpodobně v regionálně metamorfovaných horninách jak v případě vrtů Holubice 1 a 2 i vrtu Brus1. Ve všech případech lze hledat zdroj v horninách drahanského kulmu. Polohy spodnobadenských karbonátových těles karpatské předhlubně, především řasových vápenců, ovlivněných kolísáním relativní mořské hladiny, se zabývali již Krystek – Tejkal (1968); Doláková et al. (2008). Na lokalitě Hluchov byla prací Nehyby a Jaškové (2012) potvrzena podstatná role přínosu siliciklastického materiálu na tvorbu karbonátových těles. Také ve vrtech Brus 1 i Holubice 1 a 2 lze předpokládat obdobnou stratigrafickou pozici i podmínky vzniku karbonátových těles. Pokles přínosu klastického materiálu nemusí souviset (pouze) se změnami úrovně relativní hladiny moře, ale může odrážet také klimatické procesy na kontinentu (např. střídání více či méně aridního klimatu).

38

7. ZÁVĚR Předložená práce se zabývá neogenními spodnobadenskými sedimenty získanými vrtnými pracemi ve střední části karpatské předhlubně. Předmětem litofaciálního, zrnitostního, petrografického

a

gammaspektrometrického

studia

byla

vrtná

jadra

vrtů

Brus1,

HV 23 – Vyškov, Holubice1 a Holubice2. Ve vrtu Brus1 bylo rozpoznáno 10 litofacií. Především jejich prostorová distribuce vedla k vyčlenění dvou faciálních asociací, tj. spodní (FA1) a svrchní (FA2). Spodní faciální asociace FA1 je charakteristická jílovito-prachovitým až velmi jemnozrnně písčitým sedimentem s příměsí bělavých konkrecí, velkých foraminifer rodu Heterostegina a vápnitých schránek měkkýšů. Svrchní faciální asociace je tvořena jemnozrnným silně vápnitým pískovcem až jemně písčitým řasovým vápencem s příměsí klastů kulmských hornin. Studovaná jádra z vrtu HV 23 (vyčleněno 6 litofacií) dominantně odpovídají jílovitému prachu až prachovci s polohami jemnozrnného písku a mázdrami prachovitého jílovce, lokálně je zřetelná velmi jemnozrnně písčitá výplň bioturbovaných vrstev. Sedimenty vrtů z Holubice 1 a 2 (vyčleněno 6 litofacií) jsou ve spodních částech tvořeny jílovito-prachovitým sedimentem, který je postupně nahrazován hrubozrnnější písčitou sedimentací. Vyšší partie vrtů jsou pak tvořeny řasovým vápencem. Negativní korelací koncentrace K a Th se zastoupením jílové frakce (vzorky z vrtů Brus1 i HV23) lze usuzovat, že hlavní původ signálu gamma se nachází v rámci písčité a siltové komponenty. Změna v sedimentaci mezi FA1 a FA2 je doprovázena poklesem koncentrací K a hodnot poměrů Th/K a Th/U a současně zvyšováním koncentrací U, což ukazuje na výraznou redukci transportu terestrického siliciklastického materiálu do pánve. Na rozdíl od vrtů Brus1 a HV 23 byla ve vzorcích z vrtů Holubice 1 a 2 zjištěna pozitivní korelace mezi koncentracemi radioelementů (K, U, Th) a zastoupením jílové frakce. Společný původ K, U a Th je doložen vysokou pozitivní korelací koncentrace těchto prvků v jednotlivých vzorcích, i výrazným nárůstem jejich koncentrace v jílovitých faciích. Složení granátu z odebraných spodnobadenských vzorků je relativně pestré s dominancí almandinové složky. Složení rutilů ze stejných vzorků ukazuje na převažující původ z metapelitických hornin. Původ těchto minerálů je kladen do kulmských hornin myslejovického souvrství. Generelně lze tedy depoziční prostředí studovaných spodnobadenských sedimentů 39

interpretovat jako mělkomořské, pod bází vlnění. Ve spodních partiích vrtů Holubice 1, 2 i Brus1 dominuje sedimentace ze suspenze, občasně přerušené přínosem hrubozrnnějšího materiálu písčité frakce s valouny nejspíše vlivem bouřkové činnosti. Směrem vzhůru, lze ve vrtech pozorovat postupné změlčování, spojené s písčitou sedimentací a v nejvyšších partiích pak redukci přínosu terestrického siliciklastického materiálu a tvorbu karbonátových těles. Tato změna může být projevem klimatických změn.

40

8. LITERATURA ADÁMEK, J. (2002): Miocén karpatské předhlubně na jižní Moravě, geologický vývoj a litostratigrafické členění. – Zprávy o geologických výzkumech v roce 2002, 9–11. Praha. 2003. BENADA, S. – KOKOLUSOVÁ, A. (1987): Nové poznatky o geologické pozici hrubých klastik karpatu ve střední části karpatské předhlubně na Moravě. – Zem. Plyn Nafta, 32, (1), 1–15. Hodonín. BERSTAD, S.  DYPVIK, H. (1982): Sedimentological evolution and natural radioactivity of Tertiary sediments from the central North Sea. – Journal of Petroleum Geology, 5, 7788. BLÍŽKOVSKÝ, M. - MAŠÍN, J. – MÁTLOVÁ, E. – MITRENGA, P. – NOVOTNÝ, A. - POKORNÝ, L. – REJL, L. & ŠALANSKÝ, K. (1988): Lineární struktury čs. Části Českého masivu podle geofyzikálních indikací, Věst. Ústř. Úst. Geol., 63, 5, 275-290. Praha BRZOBOHATÝ, R. – CICHA, I. (1993): Karpatská předhlubeň. – In: Přichystal, A., Obstová, V., Suk, M. (eds): Geologie Moravy a Slezska, MZM a PřF MU Brno, 123-128. Brno. BRZOBOHATÝ, R. – ČTYROKÁ, J. et al. (1998): Vysvětlivky k souboru geologických a ekologických účelových map přírodních zdrojů v měřítku 1:50 000. List 24-41 Vyškov. Český geologický ústav. Praha. BUBÍK, M. – DVOŘÁK, J. (1996): O nálezu karpatu (miocén) a dalších výsledcích vrtu Slatinky MH-10.- Zprávy o geologických výzkumech v r. 1995, 20-21. Praha. ČTYROKÁ, J., (red.) et al. (1995) Geologická mapa ČR. List 24 – 41 Vyškov. Český geologický ústav. Praha. ČTYROKÝ, P. (1982): Spodní miocén (eggenburg, ottnang) jz. části čelní hlubiny na Moravě. – Zem. Plyn Nafta, 27, (4), 379–394. Hodonín. ČTYROKÝ, P. (1987) Stratigraphy of the moldavite-bearing deposits in Moravia (Czechoslovakia). – Sec. intern. confer. On natural glasses, Prague. Praha. DEMEK, J. – MACKOVČIN, P., (ed) et al. (2006): Zeměpisný lexikon ČR – Hory a nížiny. 2. vydání. AOPK ČR. Brno.

41

DOLÁKOVÁ, N. – BRZOBOHATÝ, R. – HLADILOVÁ, Š. – NEHYBA, S. (2008): The red-algal facies of the Lower Badenian limestones of the Carpathian Foredeep in Moravia (Czech Republic). – Geologica Carpathica, 59, 2, 133-146. FOLK, R. L.  WARD, W. (1957): Brazos River bar: a study in the significance of grain-size parameters.  J. Sed. Petrology, 27, 326. FORCE, E. R. (1980): The provenance of rutile.  J. Sed. Petrology, 50, 2, 485488. Tulsa. HORÁK, P. (1984): Litofaciální a paleotektonická studie sedimentů spodního badenu v karpatské předhlubni na Moravě – úsek sever. – MS Diplomová práce, Univerzita J. E. Purkyně v Brně. Brno CHLUPÁČ, I. – BRZOBOHATÝ, R. et al. (2002) Geologická minulost České republiky. Academia. 2. vydání. Praha. 2011. JAŠKOVÁ, V. (1998): Nově objevené miocénní lokality na Prostějovsku. -Přírodovědná Studia Muzea Prostějovska, 1, 133-139. KALABIS, V. (1935): O železitých válcovitých tvarech a ostatních železitých sedimentech v neogénu okolí Olomouce a Prostějova. – Věstník klubu přírod. v Prostějově za roky 1934-1935, roč. XXIV, 27-37. Prostějov. KALABIS, V. (1961): Historie výzkumu terciéru širšího okolí Prostějova. - Sborník Vlastivědného Muzea Prostějov, odd.přír., 59-75. KALABIS, V. – CHLUPÁČ, I. (1966): Průvodce expozicí „Neživá příroda“. Regionální geologie Prostějovska. Prostějov. KALVODA, J. – BÁBEK, O. – BRZOBOHATÝ, R. (2002). Historická geologie. 2. vyd. Univerzita Palackého v Olomouci. Olomouc. KOVÁČ, M. – GRYGOROVICH, A. A., et al. (2007): Badenian evolution of the Central Paratethys Sea: paleogeography, climate and eustatic sea-level changes. – Geologica Carpathica, 58, 6, 579-606. KRYSTEK, I. (1974): Výsledky sedimentologického studia spodního badenu v karpatské předhlubni (na Moravě). – Folia Fac. Sci. Nat. Univ. Purk. Brunensis, Geol 25, 15 (8), 1-32. Brno.

42

KRYSTEK, I. (1983). Výsledky faciálního paleogeografického výzkumu mladšího terciéru na jihovýchodních svazích Českého masivu v úseku Jih. – Folia Fac. Sci. Univ. Purk. brun., Geol.. Brno. KRYSTEK, I.  TEJKAL, J. (1968): Zur Lithologie und Stratigraphie des Miozäns in sw. Teile der Karpatischen Vortiefe in Mähren.  Folia.Sci.Nat.Univ.Brun. Geologia 9, 7, 131. LANGMUIR, D. - HERMAN, J. S., (1980): The mobility of thorium in natural waters at low temperatures. – Geochimica Cosmochimica Acta, 44:1753-1766. MAPY.CZ,

s.r.o

–

NAVTEQ

(2011):

Mapy.

cz.

Dostupné

na:

http://www.mapy.cz/#x=17.113509&y=49.316596&z=9. Přečteno: 5. 12. 2012. MÍSAŘ, Z. – DUDEK, A. – HAVLENA, V. – WEISS, J. (1983): Geologie ČSSR I Český masív. - SNTL Praha, 1-333. MUSIL, R. (1993): Geologický vývoj Moravy a Slezska v kvartéru. – In: Přichystal, A., Obstová, V., Suk, M. (eds): Geologie Moravy a Slezska, MZM a PřF MU Brno, 133-151. Brno. NEHYBA, S. (2000): The cyclicity of lower miocene deposits of the SW part of the Carpathian Foredeep as the depositional response to sediment supply and sea-level changes. - Geologica Carpathica, 51, 1, 7-17. NEHYBA, S. – ŠIKULA, J. (2007): Depositional architecture, sequence stratigraphy and geodynamic development of the Carpathian Foredeep (Czech Republic). – Geologica Carpathica, 58, 1, 53-69. NEHYBA, S. – JAŠKOVÁ, V. (2012): Výsledky vrtného průzkumu na lokalitě Hluchov (sedimenty spodního badenu karpatské předhlubně). - Geol.výzk.Mor.Slez. v r. 2011. NEMEC, W. (2005): Principles of lithostratigraphic logging and facies analyses.- Institutt for Geovitenskap, Universitet i Bergen, 1-28. NOVÁK, Z. (1975): Spodnobadenské vápence karpatské předhlubně. -MS, Kand.dis.práce, MU Brno. OTAVA, J. (1998): Trendy změn ve složení siliciklastik drahanského kulmu a jejich geotektonická interpretace.  Geol.výzk.Mor.Slez. v r. 1997. 6264.

43

PILLER, W., E. – HARZHAUSER, M. –

MANDIC, O. (2007): Miocene Central

Paratethys stratigraphy – current status and future directions. – Stratigraphy 4, 2, 151-168. POWERS, M. C. (1982): Comparison chart for estimating roundness and sphericity.  AGI Data Sheet 18. RŮŽIČKA, M., (1989) Pliocén Hornomoravského úvalu a Mohelnické brázdy. Sbor. geol. Věd. Antropozoikum. Praha. RŮŽIČKA, M. et al. (1995a): Geologická mapa ČR. List 24-21 Olomouc. Český geologický ústav. Praha. RŮŽIČKA, M. et al. (1995b): Vysvětlivky ke geologické mapě 1:50 000 list 24-21 Olomouc. - MS ČGS. STRÁNÍK, Z., (red.) et al. (1985): Geologická mapa ČR. List 24 – 43 Šlapanice. Český geologický ústav. Praha. ŠPIČKA, V. et al. (1975): Přínos vrtní refrakce k poznání geologické stavby paleozoika ve střední části karpatské předhlubně. Sbor. geol. Věd, užitá Geofyz., 13, 75-96. Praha. TRIEBOLD, S.  VON EYNATTEN, H. ZACK, T. (2005): Trace elements in detrital rutile as provenance indicators: a case study from the Erzgebirge, Germany.  Schriftenreihe der Deutschen Gesellschaft für Geowissenschaften, 38, 44145. TUCKER, M. ed. (1988): Techniques in Sedimentology.-Blackwell Science, 1-394. VYSLOUŽIL, O. (1981): Fauna spodního badenu na lokalitě Služín v karpatské předhlubní na Moravě.-MS, Dipl.práce, PřF MU Brno. WALKER, R.G. - JAMES, N.P. (1992): Facies Models. Response to sea level changes. - Geol. Ass. Canada, 1-380, Toronto. ZACK, T.  VON EYNATTEN, H.  KRONZ A. (2004a): Rutile geochemistry and its potential use in quantitative provenance studies.  Sed. Geology, 171, 3758. ZACK, T.  MORAES, R.  KRONZ, A. (2004b): Temperature dependence of Zr in rutile: empirical calibration of a rutile thermometer.  Contrib. Mineral. Petrol., 148, 471488.

44

ZAPLETAL, J. – HLADILOVÁ, Š. – DOLÁKOVÁ, N. (2001): Mořské sedimenty spodnobadenských okrajových facií v Olomouci. - Scripta Facultatis Scientiarum Naturalium Universitatis Masarykianae Brunensis, 30, Geology, 75-86. ZAPLETAL, J. (2004): Příspěvek k paleogeografické evoluci spodnobadenských sedimentů na střední Moravě (Česká Republika). Scripta Facultatis Scientiarum Naturalium Universitatis Masarykianae Brunensis, 31-32, Geology, 87-98. ZEGZULKA, J. (2004): Mechanika sypkých hmot, VŠB-TU, Ostrava.

45

9. PŘÍLOHY

Litofacie

Popis

Mo

Světle šedý bělavě smouhovaný silně vápnitý jílovitý prachovec s hojným zastoupením úlomků schránek ústřic.

Mg

Světle šedozelený vápnitý prachovec s rozptýlenou nepravidelnou příměsí klastů do 3 mm poblíž báze, výše dobře vytříděný, planární až mírně ukloněná laminace.

Mm

Světle šedozelený masivní dobře vytříděný vápnitý prachovec, vzácně bělavé drobné konkrece, někdy drobná přítomnost velmi jemnozrnného písku.

Mf

Světle šedozelený prachovec vápnitý, dobře vytříděný, přítomnost schránek měkkýšů (bivalvia), proměnlivá slabá přítomnost jemnozrnného až velmi jemnozrnného písku.

Sm

Světle šedozelený vápnitý velmi jemnozrnný písek prachovitý, žlutavé laminy silněji písčité, dobře vytříděný.

Sf

Světle žlutošedý až šedožlutý prachovitý velmi jemnozrnný písek případně písčitý prachovec s výraznou přítomností schránek foraminifer (Heterostegina), vzácně bivalvia, masivní dobře vytříděný.

Sp

Světle žlutohnědý až žlutošedý velmi jemnozrnný až jemnozrnný písek vápnitý, vzácná přítomnost schránek při bázi, šikmé zvrstvení.

Sv

Světle hnědý, rezavě hnědý bělavě smouhovaný, bělavě zelenošedý silně vápnitý velmi jemnozrnný až jemnozrnný pískovec, masivní nebo s náznaky mírně ukloněného planárního zvrstvení, výrazná přítomnost řas, lokálně mírná příměs klastů kulmských hornin do 3 mm

Lp

Bělavě zelenošedý vsilně jemně písčitý rozpadavý vápenec s výraznou přítomností řas.

Lg

Bělavý, žlutavě hnědý bělavě smouhovaný rozpadavý písčitý řasový vápenec, výrazná přítomnost klastů kulmských hornin až do 1,5 cm, planární zvrstvení, lokálně prachovitě smouhovaný.

Lm

Bělavý, rozpadavý prachovitý vápenec až vápnitý prachovec, dobře vytříděný.

Příloha 1: Vyčleněné litofacie vrtu Brus 1 a jejich popis.

46

FA2

FA1

Příloha 2: Srovnání gammaspektrometrických měření a faciálních asociací FA1 a FA2 na vrtu Brus 1.

47

Příloha 3: Petrografické zastoupení v odebraných vzorcích z vrtu Brus 1. 48

Typ granátu

%

ALM(77-91)

17,1

ALM(60-80) - PRP(11-24)

20,0

ALM(72) - PRP(12) - SPS(11)

2,9

ALM(61-73) - PRP(13-17) - GRS(11-16)

5,7

ALM(56) - GRS(23) - SPS(12)

2,9

ALM(65-79) - GRS(11-22)

17,1

ALM(59-68) - GRS(16-23) - PRP(12-16)

11,4

ALM(66) - SPS(20)

2,9

ALM(56-74) - SPS(12-28) - PRP(11-15)

8,6

ALM(60) - SPS(17) - GRS(15)

2,9

SPS(71) - ALM(15-16)

5,7

SPS(44) - ALM(37) - GRS(14)

2,9

Příloha 4: Zastoupení granátu na vrtu Brus 1

49

Litofacie

Popis Světle šedý světle jemně slídnatý prachovec až slabě jílovitý prachovec,

Mr

čeřinově zvrstvený nebo planárně laminovaný. Výrazná přítomnost lamin velmi jemnozrnného až jemnozrnného písku, světle slídnatého. Laminy občas nabohacené zuhelnatělou organickou hmotou. Světle šedý dobře vytříděný slabě jílovitý prachovec, lokálně čeřinově zvrstvený až zvlněné zvstvení, drobné několik mm velké ostrohranné útržky

Ml

zuhelnatělé organické hmoty, vzácně dlouhé až několik cm, jemně světle jemně slídnatý. Vzácně laminy velmi jemnozrnného písku, drť vápnitých schránek. Světle šedý prachovitý velmi jemnozrnný písek s mázdrami syteji šedého

Sf

prachovitého jílovce. Mázdřité zvrstvení, rozptýlené útržky zuhelnatělé rostlinné hmoty, slabě jemně světle slídnatý. Světle šedý prachovec, dobře vytříděný, výrazná přítomnost úlomků

Mf

schránek i celých schránek měkkýšů, světle jemně slídnatý. Masivní až velmi jemně laminovaný. Světle šedý písčitý prachovec až prachovitý písek, špatně vytříděný díky

Mc

rozptýlení přítomnosti dobře zaoblených zrn křemene o velikosti do 3 mm, úlomky I celé schránky měkkýšů (přítomny i Ostrea), rozptýlená zuhelnatělá rostlinná hmota. Světle šedý slabě jílovitý prachovec, nepravidelná přítomnost jemnozrnního

Mb

písku (výplň chodeb) – bioturbace, slabě jemně slídnatý, místy zbytky čeřinového zvrstvení.

Příloha 5: Litofaciální členění vrtu HV 23 – Vyškov.

50

vzorek

K (%) U (ppm) Th (ppm) poměr Th/K poměr Th/U

TOTAL COUNTS (cnts)

102-103 m

2,40

3,18

9,43

3,93

2,97

15160

106,5 m

2,01

2,62

9,78

4,87

3,73

17276

111-112 m

1,69

2,27

7,25

4,29

3,19

14752

254-259 m

2,19

2,67

9,08

4,15

3,40

13729

259-260 m

2,33

2,62

8,70

3,73

3,32

15862

273-274 m

1,68

2,52

8,93

5,32

3,54

17716

281,0 m

1,71

2,26

10,42

6,09

4,61

18348

288,5 m

1,62

2,00

9,59

5,92

4,80

16680

309,5 m

2,08

2,63

10,42

5,01

3,96

20768

320-321 m

2,11

2,52

9,11

4,32

3,62

16319

340,5 m

2,07

2,59

8,48

4,10

3,27

21629

349-350 m

1,94

2,23

10,85

5,59

4,87

16310

363,5 m

1,87

2,48

8,85

4,73

3,57

16754

372,5 m

1,76

2,77

9,04

5,14

3,26

20718

399,5 m

2,37

3,02

9,42

3,97

3,12

16566

421-422 m

2,04

2,95

7,61

3,73

2,58

16084

Příloha 6: Výsledky gammaspektrometrických měření na vrtu HV 23 – Vyškov. Pozn.: Jednotlivé vzorky značí hloubku, ze které byly odebrány. „TOTAL COUNTS (cnts)“ = celková úroveň koncentrace přirozených radioaktivních prvků.

51

Litofacie M1

Popis Sytě šedohnědý až šedozelený místy rezavě smouhovaný prachovitý jíl, vápnitý. Špinavě světle hnědošedý a zelenošedý, hnědě či rezavě smouhovaný,

M2

světle olivově zelený, prachovitý jíl, vápnitý, úlomky schránek, proměnlivě bioturbovaný. Proměnlivě písčitý, více písčité partie vykazují špatně zachovanou planární laminaci. Vzácně drobné Ca konkrece. Bělavě šedý sytě šedě smouhový nebo až žlutošedý rezavě smouhovaný

Sm

velmi jemnozrnný písek jílovitý, přítomnost útržků a mázder zelenošedého jílovce. Místy úlomky schránek, velmi proměnlivá bioturbace (v mocnějších polohách), zbytky planární laminace. Světle zelenožlutým šedý až bělavě žlutohnědý jemnozrnný až velmi

Sl

jemnozrnný písek, lokálně planární laminace, vápnitý, lokálně úlomky schránek (měkkýši, řasy), proměnlivá bioturbace, slabě jemně slídnatý. Rezavě žlutohnědý, žlutošedý, bělavě smouhovaný, jemnozrnný písek

Sv

silně vápnitý, bioturbovaný lokálně, výskyt vápnitých řas, nerovná báze i strop při přechodu do řasových vápenců facie L. Lokálně zachovaná planární laminace. Místy klasty facie L. Bělavě šedý až bělavě hnědý písčitý vápenec až vápnitý pískovec proměnlivě zpevněný, vysoké zastoupení vápnitých řas, schránky

Lp

měkkýšů, proměnlivě zachováno zvrstvení (planární či mírně ukloněné, výrazné rozdíly v přítomnosti písčité frakce i v její zrnitosti (až hrubozrnný písek, obvykle relativně hrubozrnnější báze těles), řada FU cyklů.

Příloha 7: Označení a popis litofacií vrtů Holubice 1 a Holubice 2.

52

Příloha 8: Výsledky měření koncentrací K, U a Th v porovnání s vyčleněnými faciemi na vrtu Holubice 1.

53

Příloha 9: Gammaspektrometrická analýza vrtu Holubice 2 ve srovnání s litofaciálním členěním.

54

Příloha 10: Petrografické zastoupení štěrkové frakce ve vrtu Holubice 1.

55

Příloha 11: Petrografické zastoupení štěrkové frakce ve vrtu Holubice 2.

56