UNIVERZITA PALACKÉHO V OLOMOUCI PŘÍRODOVĚDECKÁ FAKULTA KATEDRA GEOLOGIE
PETROARCHEOLOGICKÝ VÝZKUM ZŘÍCENINY HRADU KOMŇA V BÍLÝCH KARPATECH BAKALÁŘSKÁ PRÁCE
Veronika Štrublíková Obor: Environmentální geologie (B1201) Prezenční studium
Vedoucí práce: RNDr. Kamil Kropáč, Ph.D.
Olomouc 2015
Bibliografická identifikace
Jméno autora: Veronika Štrublíková Název práce: Petroacheologický výzkum zříceniny hradu Komňa v Bílých Karpatech Typ práce: bakalářská Pracoviště: Univerzita Palackého v Olomouci, Přírodovědecká fakulta, katedra geologie Vedoucí práce: RNDr. Kamil Kropáč, Ph.D. Rok obhajoby: 2015 Abstrakt: Tato bakalářská práce se zabývá petroarcheologickým výzkumem zříceniny hradu Komňa v Bílých Karpatech. Rešeršní část je zaměřena na historii hradu a geologii jeho okolí. Dále se práce zabývá petrografickou charakteristikou použitých stavebních materiálů a nalezených keramických střepů. Práce také řeší alespoň přibližnou proveniencí stavebního kamene. Ke studiu vzorků byla použita především klasická mikroskopie výbrusů v procházejícím světle a další metodiky, jako měření magnetické susceptibility nebo stanovení chemismu
minerálů
na
elektronové
mikrosondě
(EDX
analýza).
Na
základě
petroarcheologického studia bylo zjištěno, že pro výstavbu hradu byl použit lokální materiál svodnického souvrství – drobové pískovce a pyroxenicko-amfibolické trachyandezity. Trachyandezity ve zdivu i rozvalinách jsou zastoupeny přibližně z 95 obj. % a pískovce tvoří zbylých 5 obj. %. Z makroskopického a mikroskopického studia stavebních materiálů a jejich srovnání se vzorky z potenciálních zdrojových lokalit vyplynulo, že horniny na stavbu byly získávány v bezprostřední blízkosti hradu. Lokální horniny byly zřejmě také používány pro výrobu technolitů – cihel a keramiky.
Klíčová slova: zřícenina hradu Komňa, petroarcheologie, stavební materiály, keramika, trachyandezit, drobový pískovec, svodnické souvrství, bělokarpatská jednotka, Západní Karpaty Počet stran: 44 Počet příloh: 0 Jazyk: český 2
Bibliographical identification
Author’s first name and surname: Veronika Štrublíková Title: Petroarcheological investigation of the Komňa castle ruin in the White Carpathians Type of thesis: bachelor Institution: Palacký University in Olomouc, Faculty of Science, Department of Geology Supervisor: RNDr. Kamil Kropáč, Ph.D. The year of presentation: 2015 Abstract: This bachelor thesis deals with petroarcheological research of the Komňa Castle ruins in the White Carpathians. The theoretical part is focused on the history of the castle and geological settings of its surroundings. Furthermore, this work deals with petrographic characteristic of used building materials and found pottery fragments. The paper also solves the approximate provenance of building stone. The samples were studied mostly by classic optical microscopy of thin sections in transmitted light and also by other methods such as magnetic susceptibility or determination of chemical composition of minerals by the electron microscope (EDX analysis). Based on the petroarcheological study it was found out that the local materials of the Svodnice formation – greywacke sandstones and pyroxene-hornblende trachyandesites – were used for construction of the castle. The trachyandesites forms approximately 95 vol. % of the wall masonry and rubble, the remaining 5 vol. % is represented by the sandstones. The macroscopic and microscopic study and their comparison to the samples from potential source locations implicates that rocks for the construction were obtained in immediate proximity to the castle. Local rocks were probably also used for the manufacture of technolites – bricks and ceramics.
Key words: Komňa castle ruin, petroarcheology, building materials, ceramics, trachyandesites, greywacke sandstones, Svodnice formation, Bílé Karpaty unit, Western Carpathians Number of pages: 44 Number of appendices: 0 Language: Czech 3
Prohlašuji, že jsem svou bakalářkou práci vypracovala samostatně a všechnu použitou literatura řádně ocitovala.
……………………… podpis
V Olomouci dne:
4
Na tomto místě bych ráda poděkovala hlavně svému vedoucímu RNDr. Kamilovi Kropáčovi, Ph.D. za odborné vedení práce, za nekonečnou trpělivost, ochotu, za cenné rady a za jeho pomoc v terénu i v laboratoři. Dále bych ráda poděkovala Mgr. Tomáši Lehotskému, Ph.D. za odbornou pomoc v oblasti mikropaleontologie. Také bych ráda poděkovala RNDr. Zdeňku Dolníčkovi za odborné konzultace při práci v laboratoři a Mgr. Jaroslavovi Kapustovi za provedení analýz chemismu minerálů a zhotovení fotografií z elektronového mikroskopu.
5
Obsah 1. Úvod .......................................................................................................... 7 2. Historie hradu ....................................................................................... 9 3. Geologická charakteristika .................................................................. 10 3.1 Flyšové pásmo.................................................................................... 10 3.2 Magurská skupina příkrovů ............................................................... 10 3.3 Neogenní vulkanismus ve studované oblasti ..................................... 15 4. Metodika ................................................................................................ 17 5. Výsledky ................................................................................................. 18 5.1 Terénní etapa ...................................................................................... 18 5.2 Laboratorní etapa ............................................................................... 21 6. Diskuse................................................................................................... 38 7. Závěr ....................................................................................................... 41 8. Použitá literatura .................................................................................. 43
6
1. Úvod Zřícenina hradu Komňa (někdy též nazývaná „Hrádek“ nebo „Zuvačov“) leží přibližně 1 km jihozápadně od obce Komňa u Bojkovic ve Zlínském kraji. Pozůstatky hradu se nachází v nadmořské výšce 501 m na ostrožně Hrádek, vybíhající z horského hřebene táhnoucího se od Mikulčina vrchu v centrálním pásmu Bílých Karpat k Bojkovicím. Jihovýchodním směrem od ostrožny Hrádek vystupuje z hřebene nejvyšší vrchol – Bučník s pozůstatky novodobého andezitového lomu. Tato lokalita v minulosti představovala pro svou výhodnou polohu významný strategický bod, odkud bylo možné ovládat údolí, jímž procházela cesta přes Komňu od Bojkovic směrem na Hrozenkovský průsmyk (Kohoutek 1995). Hrad měl v minulosti třídílnou dispozici (obr. 1), která je dodnes patrná z pozůstatků stavby. Vlastní jádro hradu se rozkládá na nejvzdálenějším místě ostrožny a má půdorys nepravidelného oválu o průměru přes 30 m. V západní části hradního jádra se nachází okrouhlý pahorek, na kterém stávala kamenná věž. Toto místo je z hradu jediné, na němž se dochovaly pozůstatky původního zdiva.
Obr. 1 – nahoře: Celkový půdorys lokality (červeně znázorněna hradní věž s dochovaným zdivem); dole: předpokládaná podoba hradu (Kohoutek 1995).
7
Celé jádro hradu obklopuje příkop s hloubkou přes 3 m o šířce téměř 12 m. Na západní straně od hradního jádra je položeno předhradí lichoběžníkovitého půdorysu, které bylo také obehnáno příkopem. Na přístupové šíji před předhradím bylo umístěno okrouhlé opevnění, které patrně plnilo funkci předsunuté fortifikace. Hrad je dnes dochován zejména v podobě výrazných terénních úvalů a rozvalin (Kohoutek 1995). Stav, ve kterém se tato kulturní památka dochovala, je následkem přirozené destrukce pusté stavby a patrně také rozsáhlé těžby stavebního materiálu pro výstavbu jiných objektů v okolí. V roce 2009 obec Komňa provedla na lokalitě úpravy, které se týkaly vybudování trasy, přístupové cesty a zpevnění torza kruhové věže (dle ústního sdělení obyvatel obce Komňa). Při archeologickém výzkumu bylo zjištěno, že na výstavbu hradního jádra a věže byl použit jak přírodní kámen, tak i cihly značné tloušťky (tzv. "gotické buchty", Kohoutek 1995). Ve stavebním kameni zdiva byly nalezeny převážně neovulkanity a klastické sedimenty (Kohoutek 1995), dále pak byla na lokalitě také nalezena keramika ze 14. století (Nekuda, Unger 1981). Stavební materiál hradu nebyl v dosavadní literatuře petrograficky detailněji studován, a také jeho provenience nebyla blíže specifikována. Cílem bakalářské práce je podrobně petrograficky zhodnotit přírodní stavební kameny použité na stavbu hradu Komňa v Bílých Karpatech. Dále se práce zaměří na studium technolitů nalezených na této lokalitě, jakými jsou například úlomky keramiky a středověké cihly. Tato petroarcheologická studie se především opírá o klasickou mikroskopii výbrusů v procházejícím světle s cílem popsání nalezeného materiálu a určení jeho původu. Rešeršní část práce je zaměřena na historické aspekty výstavby existence hradu a geologickou charakteristiku zájmového území.
8
2. Historie hradu Na základě archeologických nálezů můžeme existenci hradu Komňa datovat od druhé poloviny 13. století do první poloviny 15. století, tento fakt dokládají i zachovalé písemné zprávy, které jsou však velmi skromné (Kohoutek 1995). Z dochovaných záznamů se vyvozuje, že na počátku 15. století obce Bojkovice a Komňa náležely k panství hradu Starého Světlova. Ovšem první zmínka o hradu Komňa se vyskytuje ve známé listině vizovického kláštera z roku 1261, kde je stavba uváděna jako součást klášterního zboží. Začátkem 15. století byla Komňa majetkem bratrů Adama a Dražka z Hrádku. Roku 1418 oba bratry žaloval majitel starosvětského panství, Jaroslav ze Šternberka, který později padl v bitvě pod Vyšehradem, že jejich držení komňanského majetku bylo neoprávněné, ale výrok smírčího soudu v roce 1420 nakonec vyzněl ku prospěchu obou bratrů. Ve čtyřicátých letech 15. století získal Komňu s dalšími statky Miroslav z Cimburka. Nároky na Komňu a okolní zboží nadále vznášel i rod Šternberků, a proto došlo ke sporu. V roce 1447 podal Zdeněk ze Šternberka žalobu na Miroslava z Cimburka, rok na to však mezi oběma stranami došlo k dohodě, která byla stvrzena prodejní smlouvou, kdy se vlastníkem Komni stal Miroslav z Cimburka. Roku 1481 připojil Ctibor z Landštejna oddělené statky zpět ke světlovskému panství. Z posledních zmínek o hradu vyplývá, že sídlo Komni bylo již ve druhé polovině 15. století pusté, což také potvrdil i archeologický výzkum. V roce 1517 při prodeji světlovského panství Burianovi z Vlčkova je uvedeno ve výčtu jednotlivých statků území Komňa s pustým hradem Zuvačovem. Hrad tedy setrval ve své původní podobě do počátku 15. století a zničen byl zřejmě až v souvislosti s válečným tažením sirotčích vojsk do Uher buď v roce 1428, anebo v roce 1431. Srovnáním písemných zpráv a výsledků archeologického výzkumu se dospělo k závěru, že hrad nad Komňou je po typologické stránce klasickým příkladem tzv. bergfritového typu (Kohoutek 1995).
9
3. Geologická charakteristika Lokalita zvolená pro výstavbu hradu Komňa se nachází ve Vnějších Západních Karpatech. Konkrétněji spadá území lokality do vlárského vývoje bělokarpatské jednotky magurské skupiny příkrovů ve flyšovém pásmu. Pro přehled a uvedení do širších geologických souvislostí je dále stručně charakterizováno flyšové pásmo, jednotky magurské skupiny příkrovů a neogenní vulkanismus v okolí Uherského Brodu.
3.1 Flyšové pásmo Flyšové pásmo se na území České republiky rozkládá ve východní části Moravy a Slezska. Představuje složitý komplex příkrovů, jehož sedimenty (nejvyšší jura – spodní miocén) byly při horotvorných pohybech koncem paleogénu a v miocénu zvrásněny a přesunuty k SZ. Ve flyšovém pásmu se rozlišují dvě základní skupiny příkrovů: vnější (menilito-krosněnská) a vnitřní magurská (Stráník et al. 1993).
3.2 Magurská skupina příkrovů Magurská skupina příkrovů se na území Moravy oproti vnější skupině flyšového pásma vyznačuje souvislým průběhem. Vynořuje se u Kyjova a Strážnice zpod neogénu vídeňské pánve (Stráník et al. 1993). Magurské skupině příkrovů patří větší část Chřibů, Hostýnsko-vsetínská vrchovina, Bílé Karpaty a Javorníky (Stráník et al. 1993, Chlupáč et al. 2011). Souvislý sled vrstev magurské skupiny zahrnuje sedimenty cenomanu až spodního oligocénu. Starší vrstvy jury a spodní křídy vybíhají v magurském flyši v podobě tektonických útržků – bradel (Kurovice, Barani, Hluk) a sedimentárních bloků – olistolitů (Cetechovice, Lukoveček aj.). Faciální proměnlivost, především mladších sedimentů, zvýrazněná tektonickým sblížením, rozlišuje v magurském flyši faciálně tektonické jednotky: račanskou, bystrickou a bělokarpatskou (obr. 2). Račanská a bystrická jednotka vykazují velkou litofaciální příbuznost, bělokarpatská jednotka má oproti nim velmi rozdílnou litofacii i stratigrafický rozsah vrstev. V ukončování sedimentace byl vypozorován trend mládnutí, orientovaný od JV k SZ, tj. směrem z orogenního centra na předpolí. V bělokarpatské jednotce patří nejmladší doposud zjištěné sedimenty střednímu eocénu, v bystrické jednotce byl doložen svrchní eocén a v račanské jednotce spodní oligocén (Stráník et al. 1993). 10
Ve stavbě magurské skupiny příkrovu se uplatňuje zlomová tektonika. Mezi významné příčné zlomy patří například holešovský, hlucký, nezdenický aj. Tyto zlomy často kopírují staré poruchy v podkladu příkrovu (Roth 1965, Menčík 1969 in Stráník et al. 1993). Mnohdy jsou zlomy doprovázeny výrony CO2 a NH4. Nezdenický zlom ukončuje v povrchové stavbě magurského příkrovu průběh bystrické jednotky a je na něj vázán trachyandezitový a trachybazaltový vulkanismus v okolí Uherského Brodu (Stráník et al. 1993).
Obr. 2 – Geologická mapa Moravsko-slezských Karpat s vyznačením polohy bělokarpatské jednotky (Stráník et al. 1993, upraveno).
Račanská jednotka Račanská jednotka je, co se týče plochy nejrozsáhlejší jednotkou a vyskytuje se v podloží Chřibů, Hostýnských vrchů, Vsetínských vrchů, Javorníků a ve Vizovické vrchovině. V blízkosti studované lokality jednotka tvoří podloží v okolí Uherského Brodu a Bojkovic. V račanské jednotce se vyskytují sedimenty albu až spodního oligocénu, tyto sedimenty se vyznačují výraznou faciální proměnlivostí (Čtyroký, Stráník 1995). Na kaumberské souvrství se v račanské jednotce ukládalo soláňské souvrství (maastricht-paleocén) segmentované na drobně až středně rytmický flyš ráztockých vrstev a nadložní písčitý flyš lukovských vrstev (Pesl et al. 1981 in Straník et al. 1993). Ráztocké vrstvy jsou tvořeny střídavě uloženými drobovými pískovci a 11
šedými a zelenošedými jílovci. Lukovské vrstvy tvoří hrubě lavicovité arkózové pískovce a slepence. Dále pak na hranici paleocén/spodní eocén sedimentovalo belovežské souvrství, v němž dominují rudé a zelené jílovce (Stráník et al. 1993). Bystrická jednotka Bystrická jednotka vybíhá na naše území ze Slovenska a nachází se zde pouze v podobě úzkého pruhu mezi račanskou a bělokarpatskou jednotkou. Sedimenty bystrické jednotky mají prokázané stáří ve stratigrafickém rozsahu paleocén až svrchní eocén (Čtyroký, Stráník 1995). V bystrické jednotce jsou jako nejstarší známé sedimenty uváděny paleocenní arkózové pískovce, které odpovídají lukovským vrstvám, případně pískovcům lukovského typu v belovežském souvrství račanské jednotky. Vývoj belovežského souvrsví je litologicky totožný jako sekvence s pestrými jílovci v račanské jednotce. Nejmladší sedimenty jednotky jsou tvořeny bystrickým souvrstvím (střední až svrchní eocén), které se vyznačuje vysoce vápnitými pískovci a jílovci (Stráník et al. 1993). Bělokarpatská jednotka Na území Moravy je bělokarpatská jednotka rozšířena v Bílých Karpatech a leží jižně od bystrické jednotky. Bělokarpatskou jednotku tvoří sedimenty cenomanu až středního eocénu. Na rozdíl od sedimentů račanské a bystrické jednotky mají bělokarpatské sedimenty velkou litofaciální proměnlivost (Čtyroký, Stráník 1995). Regionálně se v bělokarpatské jednotce vyčleňují dva vývoje – vlárský a hlucký vývoj (Stráník et al. 1993). Podrobnější členění bělokarpatské jednotky je znázorněno na obr. 3 a 4. Vlárský vývoj Vlárský vývoj je rozšířen v horské části Bílých Karpat. Ve vlárském vývoji je v nadloží kaumberského souvrství vyvinuto souvrství javorinské (?senon až paleocén), ve kterém převažují drobně až středně zrnité pískovce nad zelenošedými a tmavošedými prachovými
jílovci. Mladší
část
vlárského
vývoje
tvoří
svodnické
souvrství
s dominujícími šedými vápnitými jílovci vsetínských vrstev. Převažující středně rytmický flyšový vývoj je doprovázen sekvencemi pískovců (Stráník et al. 1993). Svodnické souvrství vlárského vývoje se nachází v podloží zájmové oblasti zříceniny hradu Komňa.
12
Hlucký vývoj Hlucké vrstvy (barrem-alb) jsou tvořeny nejstaršími sedimenty hluckého vývoje. Pro tyto vrstvy jsou typické tmavé vápnité jílovce a alodapické vápence s vložkami zelenavě šedých vápnitých jílovců. V nadložním kaumberském souvrství je vyvinuta sekvence
červených
slínovců
púchovského
typu.
Na
kaumberské
souvrství
sedimentovalo svodnické souvrství, které je faciálně blízké vývoji vlárskému. Oproti vlárskému vývoji se vyšší litostratigrafické členění (nivnické a kuželovské souvrství) vyznačují převahou pelitů, která ovlivňuje morfologicky mírně členitý reliéf severního úpatí Bílých Karpat. Nivnické souvrství je charakterizováno šedými, okrovými a zelenošedými vápnitými jílovci, které se střídají s lávkami vápnitých laminovaných pískovců ve vývoji drobně až středně rytmického flyše. Kuželovské souvrství v nadloží je charakterizováno převahou slabě vápnitých zelenošedých a šedých načervenale navětrávajících jílovců nad ojedinělými pískovci (Stráník et al. 1993). Nad kuželovským souvrstvím se místy dochovaly pestré vrstvy (spodní-střední eocén) s rudými jílovci. Tyto pestré vrstvy odpovídají belovežskému souvrství račanské jednotky (Stráník et al. 1993).
Obr. 3 – Gelogická skica bělokarpatské jednotky (Krejčí et al. 1994, upraveno, zjednodušeno).
13
Obr. 4 – Stratigrafické schéma mezozoika a terciéru flyšového pásma Západních Karpat na Moravě a ve Slezsku (Chlupáč et al. 2011, upraveno). s. – souvrství, vr. – vrstvy, váp. – vápence.
14
3.3 Neogenní vulkanismus ve studované oblasti Terciérní neovulkanity flyšového pásma vystupují na povrch na jihovýchodní Moravě, a to v Bílých Karpatech východně od Uherského Brodu (Chlupáč et al. 2011). Tyto neovulkanity se na Uherskobrodsku vyskytují v území zhruba ohraničeném na severu říčkou Olšavou a na jihu pohraničním hřebenem Bílých Karpat. Nejzápadnější výskyt vulkanitů je v Suché Lozi, na východě jsou to Starý Hrozenkov a Žítková (Kruťa 1946). Plošně největší výskyt vulkanitů představuje pruh asi 1500 m dlouhý a maximálně 200 m široký, ležící jižně od Nezdenic (Adamová et al. 1995, obr. 5). Uherskobrodské vulkanity se místy vyskytují v podobě výrazných morfologických elevací (např. vrchy Valy a Bučník). Z vulkanologického hlediska se se jedná o pravé i ložní žíly (Adamová et al. 1995). Shrbený (1974) rozlišuje vulkanity z okolí Uherského Brodu do dvou skupin. První zahrnuje horniny z Komni, Bojkovic a Nezdenic. Tyto vyvřelé horniny jsou světle šedé, někdy mohou mít namodralý odstín a jejich jemnozrnná základní hmota obsahuje hojné vyrostlice živce. Horniny z druhé skupiny (z širšího okolí Bánova) jsou tmavší, téměř zelenošedé a neobsahují vyrostlice živců. Podle Adamové et al. (1995) byly z petrografického hlediska zjištěny na tomto území tři skupiny hornin – trachybazalty až bazaltické trachyandezity, leukokratní trachyandezity a doleritické olivinické bazalty. Z geochemického hlediska mají uherskobrodské neovulkanity vyšší obsahy alkálií oproti typickým alkalicko-vápenatým andezitům středního a východního Slovenska (Přichystal 1993). Zvýšená alkalita je způsobena nárůstem obsahů Na2O a K2O (Adamová et al. 1995). Uherskobrodské neovulkanity se chemicky liší také vyššími obsahy stopových prvků – Ba, Sr, Rb, Zr, V, Cr, Ni a charakteristické jsou vysoké obsahy U, Th a vzácných zemin (Přichystal 1993). Podle výsledků radiometrických měření metodou K/Ar jsou tyto neovulkanity stáří středního až svrchního badenu (13,4±0,4 – 14,8±0,4 Ma, Přichystal et al. 1998). Dle Adamové et al. (1995) by jednou z možností, jak interpretovat slovenské neovulkanity včetně uherskobrodských bylo, že vznikly nad subdukční zónou. Intruze vulkanitů směrem na Uherskobrodsko byla podmíněna zlomovým systémem, který pokračuje z Českého masívu do Západních Karpat (nezdenický zlomový systém). Předpokládá se, že uherskobrodské neovulkanity intrudovaly až po nasunutí magurského příkrovu (Přichystal 1993).
15
.
Obr. 5 – Geologická mapa okolí výskytů neovulkanitů na Uherskobrodsku (Adamová et al. 1995, upraveno, zjednodušeno).
16
4. Metodika V průběhu terénní etapy byl proveden průzkum a odběr vzorků nalezených na zájmové lokalitě. Vzorky byly odebírány v místě pozůstatků hradního zdiva, v hradním příkopu a také byly odebrány vzorky hornin z širšího okolí zříceniny hradu, pro následné srovnání při studiu provenience. Materiál byl odebírán povrchovým sběrem a také pomocí geologického kladiva z výchozů. Během terénní etapy byla provedena fotografická dokumentace současného stavu lokality a také hornin, ze kterých je postaveno zdivo torza hradní věže. Během laboratorní části byly nejprve jednotlivé vzorky stavebního materiálu nafoceny a makroskopicky popsány. Dále byly z vybraných vzorků na katedře geologie PřF UP v Olomouci zhotoveny leštěné výbrusy. Jednotlivé výbrusy byly naleštěny na leštičce Struers RotoPol-35. Následně byly výbrusy zkoumány pod polarizačním mikroskopem Olympus BX50. Při zkoumání polarizačním mikroskopem v procházejícím světle bylo popsáno minerální složení vzorků, změřeny velikosti zrn a popsány optické vlastnosti minerálů. Mikrofotografie vzorků byly pořízeny fotoaparátem Olympus C-7070, který je nainstalovaný na polarizačním mikroskopu BX50. Na jednotlivých výbrusech byla provedena planimetrická analýza pomocí integračního zařízení Eltinor 4. Délka kroku zařízení byla nastavena na 500 µm a v každém vzorku bylo provedeno až 500 bodů. Dva leštěné výbrusy byly napařeny grafitem a poté analyzovány na elektronové mikrosondě JEOL JXA-8600 v energiově disperzním modu (EDX). Při analýze bylo použito napětí 15 kV a proud svazku 10 nA. Pro analýzu byly použity minerální standardy (Na – albit, Mg, Ca – diopsid, Al – gahnit, Si, K – mikroklin, Ti – ilmenit, Fe – magnetit, S, Sr – celestin, Ba – baryt, Cr – chromit). Empirické vzorce u amfibolů byly přepočítány na 23 atomů kyslíku, u pyroxenů na 6 atomů kyslíku a u živců na 8 atomů kyslíku. Amfiboly byly klasifikovány podle Leakeho et al. (1997). Celkové železo bylo rozpočítáno na trojmocné a dvojmocné Fe metodou podle Schumachera (1996) u amfibolů a podle Droopa (1987) u pyroxenů. U vzorků trachyandezitů a pískovců dále byla zjišťována magnetická susceptibilita za pomoci kappa můstku KLY-4. Naměřené hodnoty byly přepočítány na hmotnostně specifickou susceptibilitu podle vzorce chi = ktot · Vo/ m [m3/Kg]. Všechna laboratorní měření byla prováděna na katedře geologie PřF UP v Olomouci. 17
5. Výsledky 5.1 Terénní etapa V průběhu terénní etapy byly na území lokality odebrány reprezentativní vzorky všech stavebních materiálů (tab. 1). Převážně se na lokalitě vyskytovaly trachyandezity a pískovce ve formě neopracovaného lomového kamene. Trachyandezity a pískovce se nacházely jak v rozvalinách v hradním příkopu, tak zachovalé v původní pozici v torzu zdiva okrouhlé hradní věže (obr. 6). Původní pozůstatky hradní věže tvoří z 95 obj. % trachyandezity a 5 obj. % pískovce. Ve stejném zastoupení se horniny nacházejí v hradním příkopu. Vzorky trachyandezitů byly odebírány jak ze zachovalého hradního zdiva (TR-1, tab. 1), tak také pro srovnání z nedalekého výchozu cca 15 m SV od torza hradní věže (TR-2, tab. 1) v blízkosti bývalého hradního jádra. Trachyandezity pro srovnání byly rovněž odebrány ze starého lomu cca 100 m V od lomu Bučník (TR-3, tab. 1). Starý lom měl na výšku asi 10 m a na šířku asi 5 m. V blízkosti starého lomu se také nacházely haldy lomového kamene. Dále byly vzorky odebrány povrchovým sběrem v okolí lokality. Konkrétně se jednalo o zvětralý vzorek horniny trachyandezitu odebraného v blízkosti hradního jádra (ZTR-1, tab. 1). Zvětralý vzorek trachyandezitu (ZTR-2, tab. 1) byl také odebrán asi 400 m JJV od ostrožny Hrádek (obr. 7). Na lokalitě byly také v blízkosti hradní věže a hradního jádra nalezeny dvě celé cihly, úlomky cihel a střepy keramiky (tab. 1). Vzorky pískovců byly odebrány z hradního příkopu (PÍS-1/č, tab. 1), (PÍS-2/š, tab. 1) a v blízkosti pozůstatků zdiva (PÍS-3/č, tab. 1). Při terénní části byl navštíven nedaleký pískovcový lom Rasová, kde byly odebrány vzorky pro srovnání s pískovci nalezenými na zájmové lokalitě (PÍS-4/š, tab. 1). Lom Rasová leží asi 2 km JV od ostrožny Hrádek. Dále byly vzorky pískovců pro srovnání odebrány u pramene potoka asi 300 m S od zříceniny hradu (PÍS-5/č, tab. 1) a také z výchozu v potoce Koménka cca 300 m V od zříceniny (PÍS-6/š, tab. 1, obr. 7).
18
Obr. 6 – Fotodokumentace současného stavu zříceniny hradu Komňa, torzo okrouhlé hradní věže.
Tab. 1 – Seznam vzorků použitých pro další analýzy.
vzorek
vzorek
PÍS-1/č
červený pískovec odebraný v hradním příkopu
TR-1
trachyandezit odebraný z pozůstatku zdiva hradní věže
PÍS-2/š
šedý pískovec odebraný v hradním příkopu
TR-2
trachyandezit odebraný z výchozu v blízkosti bývalého hradního jádra
PÍS-3/č
červený pískovec odebraný v blízkosti zříceniny
TR-3
trachyandezit odebraný ze starého lomu cca 100 m V od lomu Bučník
PÍS-4/š
šedý pískovec odebraný v lomu Rasová
ZTR-1
zvětralý vzorek trachyandezitu odebraný v blízkosti zříceniny
PÍS-5/č
červený pískovec odebraný u pramene potoka asi 300 m S od zříceniny
ZTR-2
zvětralý vzorek trachyandezitu odebraný asi 400 m JJV od ostrožny Hrádek
PÍS-6/š
šedý pískovec odebraný z výchozu v potoce Koménka
cihla vzorky cihel i střepů odebrané keramika v blízkosti torza hradní věže
19
Obr. 7 – Mapa lokality s vyznačenými místy odběrů vzorků (www.mapy.cz, upraveno).
20
5.2 Laboratorní etapa Trachyandezity Barva trachyandezitů odebraných z hradního zdiva (TR-1) a skalního výchozu u hradu (TR-2) je na zvětralém povrchu šedá až šedohnědá, na čerstvém lomu je barva šedá se zeleným nádechem (obr. 8). Makroskopicky jsou v obou horninách viditelné černé dlouze sloupcovité porfyrické vyrostlice amfibolu o velikosti 0,1–0,9 mm. Dále se v hornině nacházejí krátce sloupcovité vyrostlice pyroxenu. Na vzorcích jsou také viditelná bělavá zrna vyrostlic živců o velikosti 0,1–0,3 mm. Základní hmota horniny je jemnozrnná. Textura horniny je masivní. Vzorek (TR-3) odebraný ze starého lomu se makroskopicky liší obsahem dlouhých černých vyrostlic. Porfyrické vyrostlice amfibolu se v tomto vzorku nevyskytují, převažují zde vyrostlice živce o velikosti 0,2–0,5 mm. Dále jsou v hornině patrná krátce sloupcovitá zrna pyroxenů. Zvětralé vzorky trachyandezitu nalezeného v blízkosti zříceniny (ZTR-1) jsou šedohnědé až načervenalé a mají viditelné černé porfyrické vyrostlice amfibolů a světle nažloutlé vyrostlice živců. Zvětralý vzorek trachyandezitu odebraný asi 400 m JJV od ostrožny Hrádek pro srovnání (ZTR-2) má také načervenalou barvu. Liší se obsahem fenokrystů tmavých minerálů, ty se ve druhém vzorku vyskytují v podstatně menším množství. Ve vzorku převažují vyrostlice živců. Ve zvětralých vzorcích jsou viditelné prohlubně po vypadlých vyrostlicích (kaverny), vzniklé právě zvětráváním horniny. Textura zvětralých vzorků je kavernózní.
Obr. 8 – Vlevo trachyandezit se zvětralými okraji odebraný ze zdiva hradní věže (TR-1), vpravo zvětralé vzorky trachyandezitu nalezené v blízkosti zříceniny (ZTR-1).
21
Při mikroskopickém studiu výbrusů z obou vzorků trachyandezitů (ze zdiva TR1 a z výchozu u hradu TR-2) bylo zjištěno, že se oba vzorky shodují minerálním obsahem a optickými vlastnostmi přítomných minerálů, avšak mírně se odlišují v procentuálním zastoupení minerálů (tab. 2) a ve velikosti některých zrn. Ve výbruse trachyandezitu ze zdiva jsou vyrostlice plagioklasu relativně větší a navětralé okraje horniny jsou limonitizované. Vzorky TR-1 a TR-2: nejhojněji zastoupeným minerálem v trachyandezitech (TR-1, TR-2) je amfibol (11,3 a 8,1 obj. %). Amfiboly tvoří dlouze sloupcovitá, šestiúhelníková, kosočtverečná i okrouhlá zrna a v hornině tvoří převážně automorfně až hypautomorfně omezené porfyrické vyrostlice o velikosti 0,2–2,8 mm (obr. 9A). Zrna amfibolu jsou také součástí základní hmoty. Při pozorování v PPL jsou zrna silně pleochroická, zbarvení se pohybuje v rozmezí od žlutohnědé a světle hnědé až do sytě tmavě hnědé. U některých zrn je pozorovatelná růstová zonálnost, kdy jsou středy minerálu tmavší než okraje a v XPL se projevuje odlišným zhášením jednotlivých zón. Také je na řezech sloupci amfibolů dobře viditelná štěpnost podle jednoho systému, vzácněji se vyskytují průřezy se dvěma systémy štěpných trhlin, které mezi sebou svírají úhel přibližně 120⁰. V XPL je na některých zrnech amfibolu přítomna disyntetická lamela, zřídka se ve vzorku vyskytují kontaktní srůsty. Amfiboly zhášejí šikmo vůči trhlinám štěpnosti. Interferenční barvy se pohybují od světle oranžové I. řádu až po světle modrozelenou II. řádu. Občasně jsou po obvodu amfibolu viditelné opacitové lemy. Podle klasifikace Leakeho et al. (1997) odpovídají všechny analyzované amfiboly u vzorku (TR-1) svým chemickým složením pargasitu (tab. 3). Pyroxeny (1,9 a 2,4 obj. %, tab. 2) mají velikost zrn v rozmezí 0,2–1 mm. Zrna pyroxenu ve vzorcích také tvoří automorfně omezené vyrostlice krátce sloupcovitých tvarů s dobře viditelnou štěpností podle jednoho systému. Dále se pyroxeny také vyskytují jako součást základní hmoty. Občas se ve vzorcích objevovaly pyroxeny se dvěma systémy štěpných trhlin, tyto trhliny mezi sebou svíraly úhel cca 90⁰. Při pozorování v PPL jsou zrna jen velmi slabě pleochroická od bezbarvé po slabě světle zelenou barvu, některá zrna jsou bezbarvá a bez pleochroismu. Některé vyrostlice kontaktně dvojčatí a objevují se i průběžné disyntetické lamely. Pyroxeny v XPL zháší šikmě vůči štěpným trhlinám. Zrna mají interferenční barvy v odstínech od bílošedé prvního řádu až po modrou druhého řádu. Ojediněle mají zrna až světle zelenožlutou interferenční
barvu
druhého
řádu.
V
pyroxenech
se
vyskytují
uzavřeniny
sloupečkovitých zrn, pravděpodobně apatitu. Pyroxeny ve vzorku (TR-1) svým 22
chemickým složením odpovídají podle klasifikace Morimota et al. (1988) augitu (tab. 3). Vyrostlice pyroxenů i amfibolů ve vzorcích (TR-1, TR-2) jsou mnohdy magmaticky korodované (obr. 9A). Plagioklasy (6,8 a 10,7 obj. %, tab. 2) tvoří ve vzorcích (TR-1 a TR-2) automorfně až hypautomorfně omezené vyrostlice tlustě tabulkovitých a lištovitých tvarů, zrna jsou bezbarvá a nepleochroická. Velikost vyrostlic se pohybuje od 0,2 do 2 mm. Na většině zrn je patrná růstová zonálnost, středy zrn bývají oproti okrajům zakalené kaolinizací (obr. 9B). V XPL jsou na zrnech viditelné polysyntetické lamely. Interferenční barvy se pohybují v rozsahu tmavé šedé až bílé I. řádu. Plagioklasy jsou také součástí základní hmoty, kde mají xenomorfní omezení. Bazicita plagioklasů u vzorku (TR-1) byla pomocí EDX analýz zjištěna v rozmezí An21 – An76, což odpovídá oligoklasu až bytownitu (tab. 4). Ve vzorku převažovaly kyselé plagioklasy, bazický bytownit se vyskytoval pouze ojediněle. Horniny (TR-1, TR-2) jsou tvořeny převážně základní hmotou (74 a 75,5 obj. %, tab. 2). V základní hmotě jsou mikroskopicky rozeznatelná nepravidelná xenomorfní zrna plagioklasů, amfibolů a pyroxenů. Dále byly v základní hmotě EDX analýzou zjištěny zrna křemene, apatitu, ilmenitu, K-živce, albitu, barytu a chloritu (obr. 9C,D). Hojně se také v trachyandezitech objevují opakní minerály (5,5 obj. %).
Tab. 2 – Modální složení studovaných trachyandezitů v obj. %.
TR-2
TR-1
TR-3
základní hmota
74,0
75,5
50,4
amfibol
11,3
8,1
-
plagioklas
6,8
10,7
25,9
pyroxen
2,4
1,9
9,6
-
-
9,3
opakní minerály
5,5
3,8
4,8
Σ
100
100
100
biotit
23
Tab. 3 – EDX analýzy amfibolu a pyroxenu v trachyandezitu TR-1.
amfibol SiO2 TiO2 Al2O3 Fe2O3 FeO CaO MgO Na2O K 2O suma
39,80 2,70 11,90 4,08 11,13 11,40 11,20 2,10 1,10 95,41
přepočteno na 23 atomů O 6,09 Si 0,31 Ti 2,15 Al 3+ 0,47 Fe 2+ 1,42 Fe 1,87 Ca 2,56 Mg 0,62 Na 0,21 K Catsum
15,71
pyroxen 40,20 2,52 14,20 4,30 5,73 11,82 14,20 2,47 0,87 96,31
51,00 1,62 0,00 11,30 18,46 13,70 96,08
51,14 1,35 0,00 11,52 19,48 13,40 96,89
přepočteno na 6 atomů O 1,98 1,98 0,07 0,06 0,00 0,00 0,37 0,37 0,77 0,81 0,79 0,77 -
5,94 0,28 2,47 0,48 0,71 1,87 3,12 0,71 0,16 15,74
3,98
Tab. 4 – EDX analýzy plagioklasů v trachyandezitu TR-1.
oligoklas
andezin
bytownit
SiO2 Al2O3 CaO Na2O
63,36 22,97 3,78 7,92
56,63 26,67 8,75 6,18
48,27 32,66 15,43 2,64
Suma
98,03
98,23
99,00
2,58 1,43 0,43 0,54
2,23 1,77 0,76 0,24 5,00
přepočteno na 8 atomů O 2,83 Si 1,21 Al 0,18 Ca 0,69 Na Catsum
4,91
4,98
24
3,99
A)
B)
C)
D)
Obr. 9 – Mikrofotografie trachyandezitu (TR-1): A) magmaticky korodovaná vyrostlice amfibolu, krátce sloupcovitá zrna pyroxenu (XPL), B) zonální vyrostlice plagioklasu se silně kaolinizovaným středem zrna (PPL), C) Vyrostlice amfibolu (Amp), plagioklasu (Pl) a základní hmota tvořená křemenem (Qz), pyroxenem (Px), amfibolem (Amp), plagioklasem (Pl), ilmenitem (Ilm), apatitem (Ap) v BSE obraze, D) detail základní hmoty, obsahující zrna barytu (Brt), apatitu (Ap), chloritu (Chl), křemene (Qz), K-živce (Kfs) a albitu (Ab) v BSE obraze.
TR-3: výbrus vzorku trachyandezitu (TR-3) odebraného ze starého lomu nedaleko lomu Bučník se liší od trachyandezitů ze studované lokality. Hornina obsahuje větší množství vyrostlic plagioklasu a na rozdíl od trachyandezitů z okolí zříceniny hradu obsahuje ve svém složení zrna biotitu. Naproti tomu, dlouze sloupcovité vyrostlice amfibolu zde chybí (viz tab. 2). Plagioklasy (25,9 obj. %, tab. 2) tvoří ve vzorku automorfně až hypautomorfně omezené lištovité vyrostlice. Občas se plagioklasy sdružují do glomerofyr. Plagioklasy jsou v PPL bezbarvé, bez pleochroismu a značně popraskané. V XPL jsou zrna polysynteticky zdvojčatělá a často zonální. Interferenční barvy se pohybují v rozmezí šedé až bílé prvního řádu. Velikost vyrostlic se pohybuje v rozmezí 0,3–2,5 mm. Pyroxeny (9,6 obj. %, tab. 2) jsou automorfně omezené, bezbarvé a nemají pleochroismus. Vyrostlice mají okrouhlé, krátce sloupcovité a šestiúhelníkové tvary. 25
Jejich velikost se pohybuje v rozmezí 0,4–5,2 mm. Mnohdy jsou zrna pyroxenu silně rozpraskaná. Zrna jsou dobře štěpná a většinou se vyskytují štěpné trhliny podle jednoho systému rovnoběžné s protažením minerálu, občasně jsou viditelné dva systémy trhlin svírající úhel 90⁰. Pyroxeny často ve vzorku kontaktně dvojčatí a některé jsou zonální. Interferenční barvy se pohybují v odstínech od žlutooranžové I. řádu po zelenožlutou II. řádu. Pyroxeny zhášejí šikmo vůči štěpným trhlinám. Pyroxeny v sobě často uzavírají zrna apatitu. Biotit (9,3 obj. %, tab. 2) tvoří ve vzorku hypautomorfní až xenomorfní šupinkovité i nepravidelné tvary zrn. Zrna jsou pleochroická v odstínech od světle hnědé po tmavě skořicově hnědou. Štěpnost biotitu je dobře viditelná na šupinkovitých zrnech, trhliny štěpnosti jsou rovnoběžné s protažením zrna. Často zrna biotitu uzavírají apatit. Velikost zrn se pohybuje od 0,07 do 0,5 mm. Interferenční barvy jsou překryty vlastním zbarvením biotitu. Opakní minerály (4,8 obj. %, tab. 2) mají ve vzorku okrouhlé i krátce sloupcovité tvary. Základní hmota (50,4 obj. %, tab. 2) je tvořena převážně drobnými zrny zmíněných minerálů a produkty jejich přeměn. Vzorky ZTR-1 a ZTR-2: výbrus zvětralé horniny trachyandezitu (ZTR-1) je zabarven do červenohněda (obr. 10), celý vzorek je silně postižen limonitizací. Základní hmota je jemnozrnnější než u ostatních vzorků ani mikroskopicky nejsou rozeznatelné její jednotlivé minerální složky. Porfyrické vyrostlice jsou tvořeny rozpraskanými sloupečkovitými zrny amfibolu (obr. 10) a plagioklasem. Plagioklasy tvoří lištovité tvary zrn. Dále se hojně v hornině vyskytují krátce sloupcovité vyrostlice pyroxenů a opakní minerály.
A)
B)
Obr. 10 – Mikrofotografie zvětralého trachyandezitu (ZTR-1): A), B) rozpraskaná vyrostlice amfibolu, povlaky limonitu podél trhlin (PPL, XPL).
26
Zvětralý vzorek trachyandezitu (ZTR-2) se od zvětralého vzorku (ZTR-1) odlišuje především obsahem biotitu. Dále v tomto vzorku chybí vyrostlice amfibolu (viz tab. 2). Ve vzorku (ZTR-2) se vyskytují zonální vyrostlice plagioklasu tabulkovitých tvarů (obr. 11C). Zonálnost se ve vzorku projevuje hlavně při pozorování v XPL, kdy je patrné postupné vyhasínání jednotlivých zón. Biotity ve vzorku mají šupinkovité, drobně tabulkovité tvary a tvoří i nepravidelné shluky. Zrna biotitu jsou pleochroická v odstínech od světle hnědé po tmavě červenohnědou a uzavírají v sobě sloupečky apatitu. Hypautomorfně omezené šupinky biotitu jsou dobře štěpné, trhliny štěpnosti jsou rovnoběžné s protažením zrna. Biotity v XPL zhášejí rovnoběžně vůči štěpným trhlinám a interferenční barvy jsou překryty zbarvením minerálu. Dále jsou ve výbruse zvětralého trachyandezitu (ZTR-2) patrné díry po vypadlých dlouze sloupečkovitých zrnech, zřejmě po vyrostlicích amfibolu, tyto díry bývají ohraničené opakními lemy (obr. 11B). Základní hmota je jemnozrnná a nejsou v ní mikroskopicky rozpoznatelné jednotlivé minerální složky. Mnohdy se v základní hmotě vyskytují povlaky limonitu.
A)
B)
C)
Obr. 11 - Mikrofotografie zvětralého trachyandezitu (ZTR-2): A), B) díry po vypadlých sloupcovitých minerálech, zrno plagioklasu (PPL, XPL), C) zonální rozpraskaná vyrostlice plagioklasu (XPL).
27
U jednotlivých vzorků trachyandezitu byla zjišťována hmotnostně specifická magnetická susceptibilita (obr. 12). Trachyandezity z okolí zříceniny hradu (TR-1, TR2) mají hodnoty hmotnostně specifické susceptibility 2,26·10-3 a 2,34·10-3 m3/kg. Trachyandezit ze starého lomu nad lomem Bučník (TR-3) má hodnotu 1,72·10-2 m3/kg. Hodnoty zvětralých vzorků trachyandezitu (ZTR-1, ZTR-2) jsou 5,00·10-3 a 5,78·10-3 m3/kg.
1,60E-02 1,40E-02 1,20E-02 m3/kg
Hmotnostně specifická susceptibilita
1,80E-02
1,00E-02 8,00E-03 6,00E-03 4,00E-03 2,00E-03 ZTR-1
ZTR-2
TR-2
TR-3
TR-1
Obr. 12 - Histogram hodnot hmotnostně specifické susceptibility studovaných trachyandezitů.
Pískovce Na lokalitě byly nalezeny dva typy pískovců a to červené a šedé (PÍS-1/č, PÍS-2/š, PÍS-3/č, obr. 13). Všechny nalezené vzorky pískovců jsou středně až jemně zrnité a mají psamitickou strukturu. Barva pískovců (PÍS-2/š, PÍS-4/š, PÍS-6/š) je na zvětralém i čerstvém povrchu šedá. Červené pískovce (PÍS-1/č, PÍS-3/č, PÍS-5/č) mají červenou až šedočervenou barvu na zvětralém i čerstvém povrchu. Všechny nalezené pískovce mají vápnitý tmel, což bylo dokázáno pomocí testu 5% HCl. Makroskopicky jsou na pískovcích viditelná zrna křemene o velikosti 0,1–0,4 mm, drobná bílá zrna živců a malé šupinky muskovitu. Pískovce jsou dobře zpevněné a mají pórový tmel.
28
Obr. 13 – Vlevo vzorky červeného pískovce (PÍS-3/č, PÍS-1/č), vpravo šedý pískovec (PÍS-2/š).
Všechny studované vzorky pískovců mají psamitickou strukturu s aleuritickopelitickým pojivem. V klastické složce vzorků převažuje křemen (39,2–47 obj. %, tab. 5), dále je pak ve složení vzorků zastoupen muskovit (2,8–4,5 obj. %, tab. 5), K-živec (1,4–4,9 obj. %), plagioklas (1,2–3,7 obj. %) a opakní minerály (1,1–2,4 obj. %). V červených pískovcích (PÍS-1/č, PÍS-3/č, PÍS-5/č) se kolem opakních minerálů hojně tvoří červenohnědé limonitizované povlaky. Ve vzorku (PÍS-1/č) se hojně vyskytují fosilie, ty zaujímají ve vzorku 2,1 obj. %. V ostatních vzorcích jsou fosilie přítomny velmi sporadicky a nebyly zachyceny planimetrickou analýzou. Akcesoricky se u všech vzorků vykytuje biotit. V šedých pískovcích je pak akcesoricky přítomen glaukonit (PÍS-2/š), chlorit (PÍS-2/š) a turmalín (PÍS-2/š, PÍS-4/š) a v červených pískovcích zirkon (PÍS-3/č) a apatit (PÍS-5/č).
Tab. 5 - Modální složení studovaných pískovců (v obj. %).
křemen plagioklas K-živec muskovit opakní minerály
fosilie pojivo Σ všech složek
PÍS-1/č
PÍS-3/č
PÍS-5/č
PÍS-2/š
PÍS-4/š
PÍS-6/š
46,5 1,2 1,4 2,8 2,4 2,1 43,6 100
42,7 2,4 4,9 3,4 1,2 45,4 100
44,9 2,8 4,8 3,1 1,1 43,3 100
45,2 3,1 4,1 4,5 1,1 42,0 100
47,0 2,2 1,5 3,3 1,4 44,6 100
39,2 3,7 4,7 3,4 1,1 47,9 100
29
Křemeny mají ve vzorcích izometrické tvary klastů a jsou poloostrohranné až zaoblené. Velikost klastů se pohybuje v rozmezí od 0,1 do 2 mm. Většina klastů křemene vykazuje v XPL undulózní zhášení a jen některá zhášejí jednotně. Křemenné úlomky ve vzorcích jsou často popraskané. U mnoha klastů jsou dobře viditelné fluidní inkluze upořádáné ve shlucích či řádcích. Ve vzorcích (PÍS-1/š, PÍS-4/š) se ojediněle vyskytují polykrystalická mozaikovitá zrna křemene, převažují však monokrystalické klasty. U polykrystalického křemene jsou občasně patrné uzavřené šupinky muskovitu. Muskovity tvoří ve vzorcích malé hypautomorfně i xenomorfně omezené šupinky nebo tenké lišty s dobře viditelnou dokonalou štěpností podle jednoho systému štěpných trhlin. Štěpné trhliny jsou paralelní s protažením zrna. Velikost zrn se pohybuje v rozmezí 0,1–1,25 mm. Při pozorování v XPL má muskovit interferenční barvy v rozmezí od oranžovorůžové prvního řádu po zelenožlutou druhého řádu. Muskovit se ve vzorcích také vyskytuje ve formě sericitu jako přeměna živců. Ojediněle je patrné prorůstání muskovitu s biotitem (PÍS-2/š). Plagioklasy jsou většinou poloostrohranné až polooválné s velikostí zrn okolo 0,1– 1,3 mm. Klasty plagioklasů jsou ve všech vzorcích polysynteticky zdvojčatělé, dvojčatné lamely jsou tenké a hustě uspořádané. Vzácně jsou zrna plagioklasů postižena přeměnami kaolinizací a sericitizací. Plagioklasy ve vzorcích nejsou zonální. Při pozorování v XPL mají plagioklasy interferenční barvy v rozmezí od světle šedé po tmavě šedou prvního řádu. Klasty draselného živce jsou většinou poloostrohranné až oválné a mají velikost v rozsahu 0,07–0,6 mm. U všech vzorků pískovců se vyskytuje u většiny klastů mikroklinové mřížkování. Ojediněle jsou v klastech K-živců patrné pertity žilkovitých a červíkovitých tvarů. V XPL mají draselné živce interferenční barvy v rozsahu světle šedé až tmavošedé prvního řádu. Klasty draselného živce bývají zakaleny středně silnou kaolinizací a některá zrna postihuje zároveň slabá sericitizace. Ve vzorku (PÍS-2/š) můžeme u některých klastů pozorovat uzavřeniny apatitu. Opakní minerály tvoří ve vzorcích izometrická polozaoblená zrna. Kolem opakních klastů se objevují povlaky limonitu, především u vzorků červených pískovců. Ve zkoumaných vzorcích pískovců se často vyskytovaly fosilie. Nejhojněji byly fosilie zastoupeny v červeném pískovci (PÍS-1/č). V tomto vzorku byly přítomny schránky foraminifer, gastropodů, hlízovité stélky řas a fragmenty korálů s viditelnými septy (obr. 15D). Foraminifery v tomto výbruse mají trochoidní schránky, jedná se o klubíčkovitě vinuté schránky s nadmutými kulovitými komůrkami. Okolo komůrek jsou 30
viditelné tenké vápenaté osténky (obr. 15B). Dále jsou ve vzorku pozorovatelné kalcitové schránky foraminifer kvinkvelokulárního typu. Tyto schránky mají komůrky vinuté v lomené spirále (obr. 15C). Ve výbruse (PÍS-3/č) se rovněž vyskytují schránky foraminifer a stélky řas. Spirální schránky foraminifer se nacházely ve vzorku (PÍS-5/č, obr. 16A). Fosilizované stélky řas se dále nacházejí ve vzorcích (PÍS-2/š, PÍS-4/š, PÍS6/š). Ve vzorku (PÍS-6/š) se nacházel okrouhlý průřez ostnem ježovky (obr. 16B). Zkoumané pískovce jsou zrnitostně středně vytříděné a jejich pórový tmel je tvořen karbonátem. Pojivo zaujímá ve vzorcích 42–47,9 obj. % (tab. 5). Červené pískovce mají hodnoty hmotnostně specifické susceptibility v rozmezí 2,07·10-5–2,22·10-4 m3/kg. Hodnoty šedých pískovců se pohybují v rozsahu 2,57·10-5–
2,70E-04 2,20E-04
m3/kg
Hmotnostně specifická susceptibilita
3,65·10-5 m3/kg (obr. 14).
1,70E-04 1,20E-04 7,00E-05 2,00E-05 PÍS-3/č PÍS-3/č PÍS-1/č (vzorek (vzorek A) B)
PÍS-5/č
PÍS-2/š PÍS-2/š PÍS-4/š (vzorek (vzorek A) B)
PÍS-6/š
Obr. 14 - Histogram hodnot hmotnostně specifické susceptibility studovaných pískovců.
31
A)
B) .
1 3
1 2 2
C)
D)
E)
F)
Obr. 15 – Mikrofotografie červených pískovců (A-D – PÍS-1/č, E-F – PÍS-3/č): A) 1, 2 - stélky řasy, 3 – schránka gastropoda (XPL), B) 1 - stélka řasy, 2 – foraminifera, kulovité komůrky s tenkými vápenatými osténkami (PPL), C) kvinkvelokulární typ schránky foraminifery s lomenými komůrkami (XPL), D) fragment korálu s viditelnými septy (XPL), E) schránka foraminifery s centrálním kanálem (PPL), F) stélka řasy (PPL).
32
A)
B)
C)
D)
Obr. 16 – Mikrofotografie červených a šedých pískovců (A,D – PÍS-5/č, B – PÍS-6/š, C – PÍS-4/š): A) průřez spirální schránkou foraminifery, B) průřez ostnem ježovky (PPL), C) zrno turmalínu (PPL), D) zrna křemene, muskovit, mikroklinové mřížkování K-živce (XPL).
33
Cihly Cihly odebrané v blízkosti torza hradní věže mají charakteristicky cihlově červené zbarvení, některé úlomky jsou sytě cihlově červené a jiné mají spíše světlejší zabarvení. V pojivu je makroskopicky rozeznatelné jemné křemenné ostřivo. Dochovaná gotická cihla má rozměry 25x11,5x4 cm. Na cihlách jsou viditelné otisky a dutiny po stéblech trav (obr. 17A). Mikrostruktura jemnozrnné cihly je všesměrně zrnitá. Cihla je tvořena převážně matrix (66,8 obj. %), ostřivo (33,2 obj. %) je tvořeno zrny křemene (27,1 obj. %), plagioklasu (1,9 obj. %), muskovitu (1,8 obj. %) a K-živce (0,9 obj. %). Opakní minerály jsou ve vzorku zastoupeny v množství 1,5 obj. %. Akcesoricky je ve vzorku přítomný zirkon (obr. 17E), biotit a apatit. Zrna křemene jsou poloostrohranná až zaoblená a mají velikost 25 µm až 1,5 mm. Klasty křemene jsou silně rozpraskané a zhášejí častěji jednotně než undulózně. Hojně jsou v zrnech pozorovatelné tmavé dekrepitované fluidní inkluze. Křemen místy uzavírá okrouhlá i sloupečkovitá zrna apatitu a sloupcovitá zrna zirkonu. Plagioklasy mají velikost zrn v rozmezí 75 µm až 0,2 mm. Tvary klastů jsou poloostrohranné až polooválné. Zrna plagioklasů jsou polysynteticky zdvojčatělá (obr. 17D). Interferenční barvy plagioklasů se pohybují v rozmezí bílé až šedé prvního řádu. Přeměny a zonálnost nejsou pozorovány. Muskovity tvoří dokonale štěpná lištovitá zrna. Velikost zrn muskovitu se pohybuje v rozmezí 50–75 µm. V XPL mají zrna interferenční barvy v odstínech žlutooranžové I. řádu až světle modré II. řádu. Biotity tvoří ve vzorku dobře štěpná lištovitá a lístečkovitá zrna. Při pozorování v PPL jsou biotity téměř bezbarvé až světle hnědé. Zrna biotitu jsou postižena baueritizací a ztrácejí pleochroismus. V XPL mají biotity interferenční barvy druhého řádu. V pojivu cihly se vyskytuje zapečený klast vulkanické horniny, pravděpodobně se jedná o trachyandezit. V základní hmotě klastu jsou viditelné pseudomorfózy po dlouze i krátce sloupcovitých vyrostlicích, patrně se jednalo o amfiboly a pyroxeny. Při zkoumání vzorku EDX analýzou byly v matrix zjištěny hexagonální zrna apatitu, rutil, K-živec, zirkon, jílové minerály a minerál skupiny spinelidu (obr. 17B,C).
34
A)
B)
C)
D)
E)
Obr. 17 – A) Gotická cihla s viditelnými otisky stébel a listů trav. Mikrofotografie cihly: B) matrix cihly s klasty rutilu (Rt), K-živce (Kfs), křemene (Qz) v BSE, C) zrno biotitu (Bt) s uzavřeninami rutilu (Rt), apatitu (Ap) v BSE, D) rozpraskané klasty křemene, plagioklas (XPL), E) rozpraskané zrno křemene s uzavřeným zirkonem (XPL).
35
Keramika Studované vzorky keramiky byly odebrány v blízkosti zříceniny hradu. Tloušťka keramických střepů se pohybuje v rozmezí 0,5–0,9 mm. Povrch všech střepů je drsný a není glazurovaný ani engobovaný. Na některých střepech jsou viditelné zdobné rýhy (obr. 18). Barva střepů je šedá až šedohnědá a jedná se o jemně zrnitou keramiku.
Obr. 18 – Keramické střepy se zdobnými rýhami.
Jemnozrnná keramika má fluidální mikrostrukturu a je tvořena převážně pojivem (67,9 obj. %). Ostřivo (22,2 obj. %) je tvořeno klasty křemene (16,6 obj. %), plagioklasem (0,7 obj. %), K-živcem (0,6 obj. %), muskovitem (1,2 obj. %), a amfibolem (0,5 obj. %). Součástí ostřiva jsou také horninové klasty vypáleného jílovce (2,6 obj. %). Dále se ve vzorku vyskytuje okolo puklin a pórů sekundární karbonát (2,1 obj. %). Zrna karbonátů jsou také součástí pojiva keramiky (obr. 19B). Póry (obj. 6,7 %) jsou protáhlé i izometrické. Akcesoricky se ve vzorku vyskytuje zirkon. Ve vzorku jsou také přítomny okrouhlá zrna opakních minerálů (1,1 obj. %). Křemen má ve vzorku poloostrohranné až zaoblené klasty o velikosti 75 µm až 2 mm. Většina zrn zháší undulózně. V klastech křemene jsou hojně viditelné tmavé dekrepitované fluidní inkluze. Ojediněle se ve vzorku vyskytuje i polykrystalický křemen. Plagioklasy mají poloostrohranné až polooválné klasty o velikosti 0,2–0,8 mm. U zrn plagioklasů se vyskytují různě široké a ostré polysyntetické lamely (obr. 19C). Klasty plagioklasu nepostihuje žádná přeměna a nejsou zonální. K-živce jsou ve vzorku poloostrohranné a mají velikost zrn v rozmezí 0,17–0,6 mm. Na většině zrn je viditelné mikroklinové mřížkování. Občas se v klastech K-živce vyskytují žilkovité i okrouhlé pertity.
36
Muskovity tvoří ve vzorku štěpné šupinkovitá i dlouze lístečkovitá zrna o velikosti 75 µm až 0,3 mm. Interferenční barvy muskovitu se pohybují v odstínech od modrozelené po žlutooranžovou II. řádu. Amfiboly tvoří ve studovaném střepu sloupcovitá zrna o velikosti 0,17–0,6 mm. Zrna mají v PPL žlutou a světle žlutohnědou barvu se slabým pleochroismem v odstínech od světle žluté po světle žlutohnědou. Dále je u zrn viditelná disyntetická lamela (obr. 19A). V XPL mají zrna amfibolu interferenční barvy v odstínech světle žluté I. řádu.
A)
B)
C)
Obr. 19 – Mikrofotografie střepu keramiky v XPL: A) zrno amfibolu s viditelnou disyntetickou lamelou, B) zrno karbonátu s interferenčními barvami třetího řádu, C) polysynteticky lamelované zrno plagioklasu lemované karbonátem, poloostrohranná zrna křemene.
37
6. Diskuse Pro výstavbu hradu Komňa byl použit hlavně kamenný materiál a to především trachyandezity, méně pak pískovce. Nasvědčuje tomu pozůstatek hradního zdiva okrouhlé věže, ve kterém se nachází přibližně 95 obj. % trachyandezitů a 5 obj. % pískovců. Ve stejném množství se horniny také nacházejí v rozvalinách v blízkosti hradu a v hradním příkopu. Na lokalitě jsou přítomny dva typy trachyandezitů – šedé trachyandezity a šedočerveně zbarvené zvětralé trachyandezity, které se ovšem nacházejí ve výrazně menším množství. Dále se na lokalitě vyskytují červené a šedé pískovce. Lze spekulovat, že pískovce byly na stavbu hradu využívány v podstatně větším množství, avšak po jeho destrukci mohly být rozebrány jako potencionální stavební materiál pro výstavbu budov v nedaleké vesnici Komňa. Dále byly na lokalitě nelezeny gotické cihly a střepy zdobné keramiky. Jaká je tedy provenience stavebních materiálů? Z geologické mapky uvedené v práci Adamové et al. (1995) vyplývá, že okolí Komni existuje poměrně značná variabilita v minerálním složení těles trachyandezitů. Při zkoumání vzorků trachyandezitů bylo zjištěno, že se horniny odebrané z pozůstatků zdiva hradu (TR-1) a z výchozu v blízkosti zříceniny (TR-2) prakticky shodují. Vzorky jsou si velmi podobné makroskopicky a podobnost hornin byla dokázána také při mikroskopickém zkoumání. Obě horniny se shodují na základě minerálního složení, vlastností minerálů i jejich kvantitativního zastoupení v hornině. Dále mají vzorky velmi podobné hodnoty hmotnostně specifické magnetické susceptibility. Vzorek trachyandezitu (TR-3) odebraný ze starého lomu nedaleko lomu Bučník se svým minerálním složením liší od vzorků z okolí zříceniny hradu. Vzorek má na rozdíl od trachyandezitů (TR-1, TR-2) ve svém složení biotit a postrádá vyrostlice amfibolu. Dále se hornina liší velikostí vyrostlic pyroxenů. Zrna pyroxenu jsou výrazně větší, dosahují velikosti až 5,2 mm. Zrna plagioklasu bývají na rozdíl od hornin z hradu sdruženy do glomerofyr. Hornina má také výrazně vyšší hodnotu hmotnostně specifické magnetické susceptibility. Tato hornina je v okolí vrcholového hřebene Bučníku podle Adamové et al. (1995) popsána jako biotiticko-pyroxenický trachybazalt. Zvětralý vzorek trachyandezitu odebraný v blízkosti zříceniny (ZTR-1) vykazuje značnou podobnost se vzorkem (ZTR-2), který byl odebrán asi 400 m JJV od ostrožny Hrádek. Oba vzorky jsou značně postiženy limonitizací.
Vyrostlice amfibolů a
pyroxenů u vzorku (ZTR-1) jsou silně rozpraskané a základní hmota je jemnozrnná. 38
Hornina je zbarvená do červena. Zvětralý vzorek (ZTR-2) má pouze o něco hrubozrnější základní hmotu a vyrostlice sloupcovitých zrn jsou vypadlé. Hodnoty hmotnostně specifické magnetické susceptibility obou vzorků jsou téměř shodné. Trachyandezity použité pro výstavbu hradu byly tedy s velkou pravděpodobností získávány z bezprostředního okolí lokality. Trachyandezitové podloží lokality napovídá, že toto místo bylo vhodné pro výstavbu hradu. Nacházelo se zde dostatečné množství stavebního materiálu a zřejmě nebylo nutné horniny odnikud dovážet. Trachyandezity byly zřejmě využívány i při výrobě technolitů nalezených v dané lokalitě, což bylo dokázáno při mikroskopickém studiu. Vzorky cihly a keramiky obsahovaly ve svém složení minerály charakteristické pro tyto vulkanické horniny. O provenienci pískovců použitých na stavbu hradu bylo zjištěno následující: všechny studované pískovce byly na základě modálního složení určeny jako drobové pískovce (obr. 20). Studované vzorky odpovídají popisu drobových pískovců vlárského vývoje podle Eliáše (1960) in Buday et al. (1963). Ten uvádí, že drobové pískovce vlárského vývoje se skládají z 35–45 % křemene, 3–8 % živců a asi 50–60 % jílové substance s jemně zrnitým kalcitem. Jako akcesorie uvádí muskovit, biotit, schránky organismů a pyrit. Červené pískovce se od šedých liší především mírou limonitizace. Modální složení všech zkoumaných pískovců je velmi podobné. Kvalitativně se složení studovaných pískovců liší většinou jen akcesorickými minerály. V pískovcích výrazně převažují klasty křemene nad živci. Pojivo všech studovaných pískovců je tvořeno karbonátem. Dále jsou si pískovce velmi podobné optickými vlastnostmi a velikostí minerálů. Ve vzorcích byly pozorovány různé typy schránek foraminifer, schránky gastropodů, stélky řas, fragmenty korálů a průřezy ostny ježovek. Hodnoty hmotnostně specifické magnetické susceptibility šedých pískovců jsou si velmi podobné, zatímco u červených pískovců se hodnoty různí. Některé hodnoty u červených pískovců jsou vyšší (PÍS-3/č), což je zřejmě zapříčiněno různým stupněm limonitizace jednotlivých vzorků.
39
Obr. 20 – Složení studovaných pískovců v klasifikační diagram psamitů podle Kukala (1985), J – matrix, K+S – křemen a úlomky stabilních hornin, Ž+N – živce a úlomky nestabilních hornin.
Nalezené vzorky cihel odpovídají tzv. "gotickým buchtám", které z lokality popsal Kohoutek (1995). Tloušťka těchto cihel však není tak značná, jak Kohoutek (1995) popisuje. To mohlo být dáno skutečností, že jednotný rozměr cihel se v gotice nijak nedodržoval. U gotické cihly bylo zjištěno, že jako součást lehčiva byla použita sláma nebo seno. Nasvědčují tomu otisky stonků a listů na povrchu cihly i dutiny vniklé v cihle po vypálení rostlinné hmoty. Studováním výbrusu cihel pod polarizačním mikroskopem bylo zjištěno, že v cihlách bylo použito křemité ostřivo. Křemen v klastické složce vzorku převažuje, méně se pak vyskytují zrna živců. Zrna biotitu jsou ve výbrusech cihly baueritizované. Zapečený klast ve vzorku byl na základě minerálního složení a stavby určen jako klast vulkanické horniny, zřejmě trachyandezitu. K výrobě cihel tedy středověcí řemeslníci hojně využívaly místní materiál. Cihly na lokalitě nejsou dochované v původní pozici a není tedy úplně jasné, za jakým účelem byly používány. Cihlový stavební materiál se v období gotiky na území Moravy objevoval jen lokálně. Cihly byly využity např. na stavbu Sirotčího hrádku a Děviček v Pavlovských vrších a na Obřanech (Kohoutek 1995, Kropáč 2005). Při studiu střepů keramiky bylo zjištěno, že se jedná zřejmě o střepy užitkové zdobné keramiky ze 14. století (Nekuda, Unger 1981). Nalezené střepy mají šedou 40
barvu, což podle Gregerové a Hložka (2001) poukazuje na redukční podmínky výpalu keramiky. V keramice bylo použito především křemité ostřivo. Dále funkci ostřiva plní klasty živců, zrna amfibolu, muskovitu, a také horninové klasty (vypáleného jílovce). Podle výskytu amfibolu v keramice by se dalo usuzovat, že trachyandezity byly používány i při výrobě jako součást keramické hmoty. Teplota výpalu keramiky z Komni zřejmě nepřesáhla 900 ⁰C. Nasvědčuje tomu fakt, že se v keramice nevyskytuje skelná fáze, ta podle Gregerové (1996) vzniká až při vyšších teplotách. Dále se ve vzorku keramiky vyskytuje karbonát, což je dalším důkazem, že teplota nebyla vyšší než cca 900 ⁰C, jelikož při vyšších teplotách se již v hmotě uhličitanové příměsi nevyskytují (Gregerová 1996).
41
7. Závěr Na základě výsledků petroarcheologického studia zříceniny středověkého hradu Komňa v Bílých Karpatech bylo zjištěno, že kamenný stavební materiál zříceniny je tvořen lokálními horninami svodnického souvrství – drobovými pískovci a pyroxenicko-amfibolickými trachyandezity. Ve větší míře byly pro stavbu hradu zřejmě používány trachyandezity, 95 % objemu veškerého materiálu v příkopu a v dochovalém zdivu je tvořeno právě těmito vulkanickými horninami. Zbylých 5 obj. % tvoří červené a šedé drobové pískovce. V minulosti mohly pískovce tvořit daleko větší podíl stavebního materiálu, pravděpodobně však byly druhotně těženy jako vhodný matriál pro výstavbu budov v okolí. Z makroskopického a mikroskopického studia stavebních materiálů a jejich srovnání se vzorky z potenciálních zdrojových lokalit vyplývá, že horniny na stavbu byly získávány v bezprostřední blízkosti hradu. Lokální horniny byly zřejmě také používány pro výrobu technolitů – cihel a keramiky. V případě pískovců tomu nasvědčuje především křemenné ostřivo, které se vyskytuje jak v cihle tak také v keramice. Dále se v keramických hmotách vyskytují minerály typické pro vulkanické horniny této oblasti. Šedé keramické střepy obsahovaly úlomky amfibolů a ve vzorku cihly ve vzorku
cihly s otisky travin byl nalezen dokonce zapečený klast
pravděpodobně lokálního trachyandezitu.
42
8. Použitá literatura Adamová M., Krejčí O., Přichystal A. (1995): Neovulkanity východně od Uherského Brodu. – Geol. výzk. Mor. Slez. v r. 1994, 2, 12-15. Buday T., Benešová E., Březina J., Cicha I., Čtyroký P., Dornič J., Eliáš M., Hanzlíková E., Jendrejáková O., Kačura G., Kamenický J., Kheil J., Kohler E., Kullmanová A., Mahel M., Matějka A., Paulík J., Salaj J., Scheibner E., Scheibnerová V., Stehlík O., Urbánek L., Vavřínová M., Zelman J., (1963): Vysvětlivky k přehledné geologické mapě ČSSR 1:200 000, Gottwaldov. – Ústřední ústav geologický, Praha. Čtyroký P., Stráník Z. (1995): Zpráva pracovní skupiny české stratigrafické komise o regionálním dělení Západních Karpat. − Věst. Čes. geol. Úst., 70, 3, 67-72. Droop G.T.R. (1987): A general equation for estimating Fe3+ in ferromagnesian silicates and oxides from microprobe analysis, using stoichiometric criteria. – Mineral. Mag., 51, 431-437. Gregerová M. (1996): Petrografie technických hmot. – Masarykova universita, Brno. Gregerová M., Hložek M. (2001): Předběžné výsledky mikropetrografických rozborů laténské grafitové keramiky z jihovýchodní Moravy. – In: Nekuda R., Unger J. (eds.): Ve službách archeologie II, pp. 117-128. Brno. Chlupáč I., Brzobohatý R., Kovanda J., Stráník Z. (2011): Geologická minulost České republiky. – Academia, Praha. Kohoutek J. (1995): Hrady jihovýchodní Moravy. – Archa, Zlín. Krejčí O., Adamová M., Bubík M., Přichystal A., Stráník Z. (1994): Význačné geologické lokality bělokarpatské jednotky magurského flyše. – Geol. výzk. Mor. Slez. v r. 1994, 1, 21-23. Kropáč K. 2005: Petroarcheologický výzkum stavebního kamene zříceniny hradu Obřany (v Hostýnských vrších). – MS, diplomová práce, PřF UP v Olomouci. Kukal Z. (1985): Návod k pojmenování a klasifikaci sedimentů. – Ústřední ústav geologický, Praha. 43
Leake B.E., Woolley A.R., Arps C.E.S., Birch W.D., Gilbert M.C., Grice J.D., Hawthorne F.C., Kato A., Kisch H.J., Krivovichev V.G., Linthout K., Laird J., Mandarino J.A., Maresch W.V., Nickel E.H., Rock N.M.S., Schumacher J.C., Smith D.C., Stephenson N.C.N., Ungaretti L., Whittaker E.J.W., Youzhi G. (1997): Nomenclature of amphiboles: Report of the subcommittee on amphiboles of the international mineralogical association, commission on new minerals and mineral names. – Am. Min., 82 (9-10), 1019-1037. Morimoto N., Fabries J., Ferguson A.K., Ginzburg I.V., Ross M., Seifert F.A., Zussman J., Aoki K. (1988): Nomenclature of pyroxenes. – Mineral. Mag., 52, 535-550. Nekuda V., Unger J. (1981): Hrádky a tvrze na Moravě. – Blok, Brno. Přichystal A. (1993): Vulkanismus v geologické historii Moravy a Slezska od paleozoika do kvartéru. – In: Přichystal A., Obstová V., Suk M. (eds.): Geologie Moravy a Slezska, pp. 59-70. MZM a Sekce geol. věd PřF MU, Brno. Přichystal A., Repčok I., Krejčí O. (1998): Radiometrické datování trachyandezitu od Uherského Brodu (Magurská skupina Flyšového pásma). – Geol. výzk. Mor. Slez. v r. 1997, 1, 33-34. Schumacher J. (1996): The estimation of the proportion of ferric iron in the electronmicroprobe analysis of amphiboles. – Can. Mineral., 34, 238-246. Shrbený O. (1974): The petrochemical relation of the south-Moravian neovolcanic rocks to the neighbouring volcanic areas. – Věst. Ústř. úst. geol., 49, 275-279. Stráník Z., Menčík E., Eliáš M., Adámek J. (1993): Flyšové pásmo Západních Karpat, autochtonní mesozoikum a paleogén na Moravě a ve Slezsku. – In: Přichystal A., Obstová V., Suk M. (eds.): Geologie Moravy a Slezska, 107-122. MZM a Sekce geol. věd PřF MU Brno.
44
