MASARYKOVA UNIVERZITA
PŘÍRODOVĚDECKÁ FAKULTA ÚSTAV GEOLOGICKÝCH VĚD
Alkálie v karbonátových horninách jihovýchodního okraje Moravského krasu
Adam Bečka
Obsah 1. Úvod .................................................................................................................................................... 3 1.1 Geografická pozice studovaného území ........................................................................................ 3 1.2 Geomorfologie............................................................................................................................... 3 1.3 Geologický vývoj a stratigrafie ...................................................................................................... 3 1.4 Tektonika ....................................................................................................................................... 5 2. Alkalicko-křemičitá reakce ( AKR ) ....................................................................................................... 6 3 Použitá Literatura ................................................................................................................................. 8
1. Úvod 1.1 Geografická pozice studovaného území Moravský kras byl roku 1956 vyhlášen chráněnou krajinou oblastí. Spadá geograficky do většího geomorfologického celku Drahanské vrchoviny v jihovýchodní části České vysočiny. Nachází se severně od Brna od městských části Brno - Líšeň a Brno Maloměřice na sever až ke Sloupu a Holdštejnu a táhne se v 3-6 km širokém a 26 km dlouhém pruhu. Momentální rozloha je cca 85 km.2 Plochá vrchovina s průměrnou nadmořskou výškou 448 m a středním sklonem svahu 5º48´, tvořena devonskými a spodnokarbonskými vápenci.
1.2 Geomorfologie Z hlediska geomorfologie, se Moravský kras dělí na tři základní jednotky: severní Suchdolské plošiny, střední Rudické propadání a na jižní Ochozské plošiny (Demek et. al. 1987). (Musil a kolektiv 1993) ??? Suchdolské plošiny jsou omezené na západě svahem Adamovské vrchoviny, na severu a východě savhem Konické vrchoviny a na jihu svahem Rudické propádání. V plochém povrchu je tu zahloubeno mnoho závrtů, mezi nejznámější patří Městikáď a Dolina. Dále je pak povrch plošin rozčleněn hlubokými krasovými údolími zvanými žleby kaňonovitého charakteru. Je tu taktéž známá turistická atrakce, propast Macocha. Rozděluje se na menší geomorfologické podokrsky: Ţďárská plošina, Vavřinecká plošina, Šošůvská plošina, plošina Bukovinky, Ostrovská plošina, Macošská plošina, Vilemovická plošina, Harbešská plošina a plošina Stádliska. (Musil a kolektiv 1993) Rudické propadání se na sever napojuje na mírným svahem do sníženiny Suchdolských plošin. Na západě se mírně zvedá nad Adamovskou vrchovinu. Na jihozápadě u Adamova sahá až k údolí řeky Svitavy. V severní části Rudické plošiny najdeme druhohorní usazeniny s ložisky železné rudy, nacházející se v krasových sniženinách. Na jihu je Rudické propadáni omezeno údolím křtinského potoka. Rozděluje se na menší podokrsky a to vlastní Rudická plošina, Olomoučanská plošina a na jihu Habrůvecká plošina. (Musil a kolektiv 1993) Ochozské plošiny se rozkládaji jižně od údolí Křtinského potoka. Opět se skládají ze tří menších jednotek. Babická plošina (500 m.n.m)situovaná mezi Adamovem a Kanicemi. Z jihovýchodu omezeno údolím Ochozského potoka ( kurziva ??). Ve střední části je Skalka (478 m.n.m), která je na jihu oddělena suchým údolím mezi Ochozem u Brna a myslivnou Hádek od Hádecké plošiny. Na jihu Hádecká plošina (Hády 424 m.n.m). Na jihu se Hádecká plošina snižuje výrazným svahem vázaným na zlom Dyjsko-svrateckého úvalu. Na východě plošinu prořezává.
1.3 Geologický vývoj a stratigrafie Podložím devonským a spodnokarbonským vápenců je brněnský masiv prekambrického stáří. Tyto horniny utuhly zhruba před 590 miliony let v hloubce zemské kůry a při kadomské orogenezy se dostaly na povrch na konci prekambria. Brněnský masiv je tvořen především granoodiority. V nadloží brněnského masivu je bazální klastické souvrství devonského stáří, tvořeno především pískovci a středně zrnitýmy slepenci rudohnědého až fialového zbarvení, které je způsobeno díky přítomností oxidů. Jednotlivé vrstvy mají mocnost až několik metrů.
Macošské souvrství je tvořeno mělkovodními uloženinami karbonátové platformy s korálovou a stromatoporovou faunou. V rámci tohoto horninového souboru odpovídajícího svým stářím givetu aţ frasnu, se podle starších koncepcí běžně rozlišuje několik stavebně a faunisticky odlišných facií (Chlupáč a kol. 2002). Nejspodnější část souvrství budují vápence josefovské. Jde zpravidla o písčité a dolomitické vápence obsahující místy brachiopody. V nadloží josefovských vápenců leží vápence lažánecké mající charakter tmavě šedých vápenců spolohami bohatými na stormatoporoidy rodu Amphiporaa Stachyodes. Nejvyšší část souvrství tvoří vápence vilémovické. Jsou to světle šedé, lavicovité až masivní vápence. Podle Slezáka (1984) vznikly pravděpodobně v souvislosti s vyvrcholením devonské transgrese a jejich největší rozšíření vázáno na severní část Moravského krasu. Vilémovické vápence jsou bohaté na korálovou, stromatoporoideovou i bentózní faunu a řasovou flóru (Chlupáč a kol. 2002). Chemicky jsou tyto vápence velmi čisté, místy obsahují aţ 98 % CaCO3.S novější koncepcí devonské karbonátové sedimentace na východním okraji Českého masivu přichází J. Hladil (1983). Podle jeho představy doplněné výsledky navazujících výzkumů (např. Hladil 1999) lze sedimentaci macošského souvrství rozdělit do čtyř megacyklů, odrážejících změny úrovně mořské hladiny, tedy osidlování mořského dna pionýrskými společenstvy aţ po rozvoj útesových faun. Popisovaná koncepce vychází z ukládání tmavších karbonátů při bázi jednotlivých sedimentačních cyklů a světleji zbarvených typů při jejich stropu. Jednotlivé megacykly (parasekvence) označuje Hladil (1999) za základní jednotky platformního karbonátového komplexu. Cyklus (parasekvence): čelechovický cyklus Stáří: ?ems –givet Čelechovický cyklus představuje krátkodobý rozvoj karbonátové sedimentace na hranice eifel a givet. Vznikající sedimenty jsou značně ovlivněny ukládáním na rozvětralé krystalinikum (Hladil1983). Jako první se vytvářely nevyzrálé a nestabilní biohermické komplexy odrážející transgresní maxima během mladšího emsu. Další maxima se vytvořila v průběhu středního a mladšího eifelu. Jako charakteristicképro čelechovický cyklus uvádí Hladil karbonátové sedimenty s jílovou a prachovou příměsí a současně popisuje i přítomnost tufitické příměsi, úlomků mechovek a favositů. Ty sekoncentrují v karbonátových čočkách vloţených vdrti schránek brachiopodů. Eifelské transgrese jsou charakteristické velmi tmavým mikritem s jílem, gastropody a přisedlými červy. Amfiporové lavice nejsou pro tento cyklus typické. Největší mocnost karbonátových sedimentů tohoto cyklu (více jak 100 m) je popisována u Sloupu, Choryně a Měnína. Cyklus (parasekvence): býčiskalský cyklus Stáří: starší až mladší givet Podle Hladila (1983) patří tento cyklus na východním okraji Českého masivu k nejvyvinutějším. Začíná mikritovými vápenci se společenstvy červů, mechovek, korálů a čočkami bornhardtinových lumachel, současně jsou přítomny i písčité, laminované a dolomitické vápence. Ve své svrchní části je popisovaný cyklus omezen hiátem. Je korelován se zakončením svrchní konodontové zóny Po. varcus. Ze strukturníhohlediska jsou pro býčiskalský cyklus nejdůleţitější dva výrazné transgresní výkyvy hladiny, které Hladil (1999) koreluje se spodní zónou Po. varcusa střední zóny Po. varcus. Hladina moře začala klesat ke konci zóny Po. varcus. Docházelo kvymírání korálů Caliapora batersbyia Disphyllia laxa. Nejstaršími sedimenty jsou tmavé mikritické horniny skřemenným pískem s větévkami hillaepor. Jako typické se vyskytují lavice s houbami a řasami. V rámci popisovaného cykluse střídají polohy mikritem bohatého vápence se schránkami amfipor a vápence s pestrou útesovou faunou. Jednotlivé polohy mají mocnost až několik decimetrů. I v tomto cyklu, je muž stratigraficky odpovídají josefovské vápence, se vyskytují polohy s nahloučenými schránkami brachiopodů. Rozšíření býčiskalského cyklu má mimořádný rozsah a prakticky se kryje spodpovrchovým omezením macošského souvrství. Jeho největší polohy dosahující mocnosti více jak 400m se vyskytují ve východní části Moravského krasu. Cyklus(parasekvence): ochozský cyklus Stáří: mladší givet až střední frasn
Ochozský cyklus reprezentuje cyklus největší subsidence a dosahuje tudíž i největších mocností. V oblasti Moravského krasu jej zpravidla představují velké útesové komplexy, na jihovýchodních svazích Českého masivu se nacházejí lemové útesy (Hladil 1983). V horní části omezuje cyklus hiát, který je korelován ke konodontové zóně Pa. jamiae. Celá parasekvence je rozdělena na 4 menší cykly, z nichž první je podle Hladila (1999) uťat hiátem (mladogivetská část) a zbývající tři části se projevují střídáním světlých a tmavých vápenců. Hranice mezi II. a III. cyklem má zásadní význam pro další vývoj karbonátové platformy. Jejím vynořením a následným zkrasověním se na plošině vytvořil ostrý okraj, erozní údolí a zřejmě i uzavřené paleokrasové tvary. Třetímu cyklu odpovídá výrazné zvýšení mořské hladiny. Vytvořila se tak nová laterární zonálnost, kterou Hladil (1999) označuje jako pravé riftové stádium. Tmavé amfiporové vápence tohoto cyklu jsou nepravidelně zvrstvené. Obsahují velké mnoţství skeletálního detritu a bentózních foraminifer. Karbonátové sedimenty ochozského cyklu dosahují svého největšího rozšíření ve východní části Moravského krasu, kde vychází na povrch v širším okolí obce Ochoz. Cyklus (parasekvence): mokerský cyklus Stáří: mladší frasn až ?starší famen Mokerský cyklus představuje stratigraficky nejvyšší a nejméně pravidelný cyklus. Větších mocností dosahuje pouze na jihu Moravského krasu. Charakter tohoto cyklu zásadním způsobem ovlivnila transgrese během konodontové zóny Pa.rhenana. Docházelo ktvorbě velkých lemových útesů a ke stěhování předútesových společenstvech po svahu dolů. První sedimetární sledy tvoří tmavý karbonát s glaciloporami a amfiporové vápence sAmph. Tschussovensis. Tyto vrstvy dosahují pouze několikametrových mocností. Na mnoha místech útesový okraj zaniknul a nahradily jej rampy z světle zbarvených vápenců, které se vytvořily z karbonátového písku obsahujícího amfipory a řasy. Typický je výskyt překryvu mezi řasami a houbami mělčin a konodonty, cefalopody a rybami otevřeného moře. Mokerský cyklus je nejmohutněji (mocnost cca 100 m) vyvinut v jižní části Moravského krasu v okolí Mokré a kóty Šumbera. Nadložím macošského souvrství Líšeňské. Skládá se z vápenců křtinských a hádsko - ričských. Před 365 - 364 miliony lety se moře prohloubilo, což nejspíše souviselo se začinájícím varijským vrásněním a jeho tektonickýmy procesy. Ve svrchní části svahu mořské pánve se začali ukládat hlíznaté křtinské vápence líšeňského souvrství. Vápence obsahovaly hojnou hlavonožcovou, trilobitovou (Chlupáč 1962), ale i hojnou konodontovou faunu (Dvořák, Friaková 1981). Místy obsahující rohovce. Vznikaly v klidném a hlubokém prostředí. V nadloží ve spodním a středním famenu, vznikaly až 100-150 m mocné černě zbarvené vápnité břidlice s polohami bidodetritických tmavošedých vápenců tvořicí Hádsko-říčské souvrství. Jsou to turbiditní vápence tvořené úlomky lilijic, řas a dírkovců, kteří nežily v místě ukládání, ale byly během bouří a zemětřesení splachovány z mělkého šelfového moře na okraj karbonátové platformy, odkud byly dále splaveny do hlubších částí pánve. Vápence hádsko - říčcské se nachází pouze v jižní části moravského krasu z důvodu kry velikosti 1 x 1,3, která začala klesat ryhchleji než její okolí, všude jinde v moravském krasu se ukládali křtinské vápence (Musil a kolektiv 1993). Jura ?? březinské, roztáňské a myslijovické souvství ??
1.4 Tektonika Největší vliv na zvrásnění devonu Moravského krasu měla variská orogeneze. Zapletal (1923) vrásnění rozdělil do tří fází. Během první fáze docházelo k tvorbě „směrných zdvihů“ (hranice brněnský masiv/devon Moravského krasu) a následných poklesů. Druhou fázi označil jako vrásnění
„příčné“ a kladl do ní přesmyky brněnského masivu přes devon Moravského krasu u Petrovic, devonu Moravského krasu přes kulmské horniny u Ostrova a příčné diskontinuity přesmykového rázu. Do třetí fáze zahrnul především poklesy směru Z–V. Kettner (1970) určil převažující směr vrstev devonu Moravského krasu SSV–JJZ a jejich sklon k VJV. Kladl důraz především na subhorizontální pohyby a intenzivní zvrásnění, kdy byly vrásy mnohdy překoceny až úplně vyválcovány (obr.4). Dvořák (1957); Dvořák a Pták (1963), potvrdili Kettnerova měření a hlavní směr orientace devonských vrstev SSV– JJZ a jejich VJV sklon. Jako nejpodstatnější pro stavbu území však považovali vertikální diskontinuity, vysvětlovali jimi faciální změny jednotlivých litotypů vápenců. Intenzita zvrásnění nebyla tak významná a považovali ji až za druhotnou.
2. Alkalicko-křemičitá reakce ( AKR ) Poprvé si důsledek reakce všimli v USA koncem 30. let a začátkem 40. let 20. století v Kalifornii, kde se objevili trhliny na betonovém krytu dálnice. Od této chvíle si ji lidé začali všimat i v jiných zemích, konkrétně v 50. letech v Dánsku, v 60. letech v Německu a konečně i u nás v ČR jsme se z problematikou alkalicko-křemičité reakce setkali v roce 1998, kde se na cementobetonovém krytu dálniční vozovky D11, mezi Prahou a Poděbrady objevily mnohačetné trhliny a asi sedmikilometrový úsek musel být kompletně vyměňen už v roce 1999. Je to tedy problém, který nelze brát na lehkou váhu a který při volbě špatného kameniva či cementu, nás může přijit na nemálé finanční prostředky k jeho nápravě. Alkalicko - křemičitou reakcí (dále jen AKR) se rozumí soubor složitých fyzikálně chemických reakcí v kamenivu, kde spolu reaguje křemičitá složka obsažená v kamenivu s alkalickými roztoky v betonu, za vzniku, šedobílého gelu, majicí několikanásobně větši objem, než byl objem původních složek. 2 NaHO + SiO + n · H O → Na SiO · nH O 2
2
2
3
2
(Breitenbücher, Strasse + Autobahn, č. 4/2006, str. 205 – 209)
Předpoklady ke vzniku alkalicko - křemičité reakce jsou hlavně jsou následující 3 podmínky: – V betonu musí být obsaženo kamenivo příslušné zrnitosti citlivé na alkálie. U velmi jemných částic (menší než cca 1 mm) dochází k alkalicko-křemičité reakci stejně, jako u hrubších zrn, tlak při bobtnání zůstává ale vlivem menší velikosti zrn tak malý, že nevznikne žádné poškození ve formě trhlin.
– V kamenivu musí být obsaženo dostatečné množství alkálií. Podle dosavadních zkušeností [4,5] je možné 3
počítat s alkalicko-křemičitou reakcí teprve, když obsah alkálií v betonu činí cca 3 kg/m . – K alkalicko-křemičité reakci dojde, pouze v případě, je-li beton dostatečně vlhký. Z důvodu zábránění AKR byly cementy rozděleny podle obsahu Na2O: - nízkoalkalické < 0,60 % Na2O ekv. - středněalkalické 0,60 – 0,90 % Na2O ekv. - vysokoalkalické > 0,90 % Na2O ekv. Z hlediska obsahu SiO2 v kamenivu máme taktéž 3 třídy: - I. třída: pravděpodobně nereaktivní, - II. třída: potenciálně reaktivní, - III. třída: pravděpodobně reaktivní.
Bohužel problematika AKR je natolik složitá, že přítomnost reaktivního kameniva, vysoké vlkosti a vysokoalkalické složky cementu nemusí nutně vést k AKR. Byly zdokumentovány případy, kdy AKR vznikala v nereaktivním kamenivu s nízkoalkalickým cementem, byl učiněn předpoklad, že ke stanovení velikosti rozpínání betonu rozhoduje poměr množství alkálií k reaktivním kamenným součástem a nikoliv celkový obsah alkálií.
3 Použitá Literatura Breitenbücher, R. (2006): Alkali – Kieselsäure – Reaktion (AKR) – Folgerungen für den Betonstraßenbau. — Strasse + Autobahn, 4, 205-209, Kirschbaum Verlag. Bonn. Demek, J. et al.(1987): Zeměpisný lexikon ČSR – Hory a nížiny. Academia. Praha. Dvořák, J. (1966): Zpráva o řešení stratigrafie spodního karbonu v kůlmském vývoji na Drahanské vrchovině. — ZGV r . 1964, 182-185. Praha. Dvořák, J. – Pták, J. (1963): Geologický vývoj a tektonika devonu a spodního karbonu Moravského krasu. — Sborník geologických věd, Geologie, 3, 49–84. Praha. Dvořák, J. – Friáková O. (1981): Paleogeografie famenu a tournai v severní části Moravského krasu (na základě konodontových faun). — Časopis pro mineralogii a geologii, 26, 3, 301-305. Praha. Dvořák, J. – Friáková, O. – Hladil, J. – Kalvoda, J. – Kukal, Z. (1987): Geology of the Paleozoic rocks in the vicinity of the Mokrá cement Factory quarries (Moravian Karst). — Sbor. geol. věd, Geologie, 42, 41-88. Praha. Hladil, J. (1983): Cyklická sedimentace v devonských karbonátech macošského souvrství. — Zemní plyn a nafta., 28, 1, 14s. Hodonín. Chlupáč, I. – Brzobohatý, R. – Kovanda, J. – Stráník Z. (2002): Geologická minulost České republiky. — Academia. Praha. Chlupáč, I. (1962): Zur Biostratigraphie der Devon/Karbon Grenzschichten im Märischen Karst. — Geologie, 11, 1001-1017. Berlin. Chlupáč, I. (1966): Zpráva o revizi svrchnodevonských a spodnokarbonských trilobitů v Moravském krasu. — Zprávy o geol. výzkumech v r. 1964, 175-177. Praha. Kalvoda, J. – Ondráčková, L. (2000): Geologický vývoj širšího okolí Hádů. – Hády u Brna — In: Tichý L., Štefka L. (ed.) Živá a neživá příroda, historie, současnost, a snad také budoucnost jednoho z nejzajímavějších míst brněnského okolí., 2-4. Brno.
Kettner, R. (1949): O zavrásnění devonu Moravského krasu do brněnské vyvřeliny mezi Adamovem a Josefovem. –– Věstník Státního geologického ústavu Československé republiky, 24, 99–100. Praha. Kettner, R. (1967): Problém tektoniky Moravského krasu. — Československý kras,18, 69-90. Melichar, R.& Slavík, L.(1996): Styk Brněnského masivu a devonu Moravského krasu a jeho tektonický význam. — Geologické výzkumy na Moravě a Slezsku v roce 1995, 120–122. Brno. Modrý, S. (2002): Vyloučení alkalické reakce kameniva v betonu na stavbách pozemních komunikací. — MS, ČVUT. Praha.
Štelcl J. – Schmidt J. (1963): Příspěvek k petrografii a sestavení spodnokarbonských břidlic Drahanské vysočiny. —Folia Fac. Sci. Nat. Univ. Purk. Brun., Geol. 4, 3, 3-44. Brno. Štelcl, J.(1969): Polymiktní slepence z Hádů u Brna. — Folia Fac. Sci. Nat. UJEP, Geol. 10, 87-93. Brno. Zapletal, K. (1922): Geotektonická stavba Moravského krasu. — Časopis Moravského zemského musea, 20, 220–256. Brno.
