Subglaciální štěrkovité tilly u Jindřichova na Osoblažsku

Čas. Slez. Muz. Opava (A), 58: 193-214, 2009

ISSN 1211-3026

Subglaciální štěrkovité tilly u Jindřichova na Osoblažsku Martin Hanáček - Daniel Nývlt Subglacial gravely tills from Jindřichov in the Osoblaha Spur. - Čas. Slez. Muz. Opava (A): 58: 193- 214, 2009. A b s t r a c t: The description of a sedimentary succession in the Jindřichov sandpit in the NW Osoblaha Spur is given in this paper. The studied site lies at 385 m a.s.l. and represents the only known exposure of glacigennic sediments in the Osoblaha Spur. The exposed section includes the succession of lodgement till, subglacial glaciofluvial sand, subglacial melt-out till, geliflucted and cryoturbated subglacial melt-out till, and finally loess loam. The lowermost two tills were studied from sedimentary petrological point of view. They are both very gravely, lodgement till contains ~46 wt.% of gravel, subglacial melt-out till ~33–43 wt.% of gravel fraction. Petrological composition in 16–64 mm fraction comprises in both till units Culmian sediments, quartz, crystalline rocks from Jeseník region (mainly quartzite of the Vrbno Group), rocks from Poland territory (platform Cretaceous sediments, Sudetian porphyry) and Nordics, which make ~5,5–6% of the clasts. Fabrics of elongated clasts in tills show their genetic relationship and strong influence of melt-out processes for the sedimentation in the subglacial zone. According to preferred clast orientation the ice sheet moved from the NE towards the SW at the site. Due to the high share of the Vrbno Group quartzites and only accessory share of the crystalline rocks from NW Jeseník region we assume the general movement in the northern forefield of the Osoblaha Spur from the NNW towards the SSE. The spectrum of Nordic indicators is characterized by a significant predominance of Eastern Fennoscandian rocks (~53 %) over the Southern Swedish rocks (~24,5 %) and the rocks from Dalarna (~22,5 %). These shares correspond to other Elsterian tills in the territory of the Odra lobe of the ice sheet. K e y w o r d s: Subglacial tills, Clast petrology, Nordic indicators, Till clast fabrics, Continental glaciation, Pleistocene, Elsterian glaciation, Jindřichov sandpit, Osoblaha Spur, Czech Republic.

Úvod Osoblažsko představuje v rámci moravskoslezské glaciální oblasti (ve smyslu Czudka 2005) jeden z méně prozkoumaných regionů. Ledovcové sedimenty byly navíc studovány převážně v centrální a v. části Osoblažského výběžku, kde jsou co do plošného rozsahu i mocnosti nejúplněji zachovány (Kroutilík 1961, 1962, Kopečný & Pek 1974, Czudek 1993, Gába & Pek 1999, Šimíček 2008, 2009). Lokalita, jejíž popis je předkládán v této práci, leží v sz. části Osoblažska, kde se problematiky ledovcových sedimentů, bludných balvanů a rozsahu zalednění pouze okrajově dotklo několik autorů (Hejtman 1939, Budková 1947, Kunský 1955, Macoun et al. 1965, Zapletal 1966). Mnohem podrobněji byla na Osoblažsku studována geomorfologie ledovcem modelovaných elevací skalního podloží a to jak v centrální části regionu (Kroutilík 1961), tak v z. a s. části (Zapletal 1966, Perečková 2008a, b). Nejvíce informací o kontinentálním zalednění naší zájmové oblasti tedy přináší geologická mapa 1 : 50 000, list 15–11 Zlaté Hory (Otava 1992). Studovanou lokalitou je bývalá, dnes již vegetací hustě zarostlá pískovna, ležící na s. okraji Jindřichova, 1 km j. od vrcholu Svatý Roch (471,8 m n. m.), viz obr. 1. Nadmořská výška původního povrchu pískovny je 385 m. Stěny nevelkého odkryvu jsou již dávno zesvahované, kromě jednoho krátkého úseku sv. stěny, kde byly sedimenty zčásti stále odkryté a kde se podařilo začistit ~3 m vysoký profil. V něm je zachycen vrstevní sled lodgement tillu ovlivněného melt-out procesy, subglaciálních glacifluviálních písků, subglaciálního melt-out tillu, geliflukcí resedimentovaného a ve vyšších částech rovněž kryoturbovaného subglaciálního melt-out tillu a nakonec sprašové hlíny (obr. 2). Lokalita je jediným známým

193

odkryvem tillů na Osoblažsku a jedním ze dvou odkryvů uloženin kontinentálního zalednění v z. části Jindřichovické pahorkatiny. Druhým odkryvem je pískovna j. od Vysoké, jejíž dnes už pouze částečně zachovalé stěny odhalují štěrkovité glacifluviální sedimenty. Metodika Při popisu jsme tilly klasifikovali podle Moncrieffa (1989) jako jednotlivé typy diamiktonů a jeho původní anglické názvy uvádíme za českými ekvivalenty. V tillech byl zjišťován pouze podíl štěrkové frakce, jemnozrnnější materiál nebyl blíže studován. Zrnitostní vzorky byly ručně plaveny na sítě s velikostí otvorů 2 mm, oddělená štěrková a jemnozrnnější frakce byly potom váženy na digitální váze; výsledky jsou prezentovány v hmotnostních % (hm. %). Vzorky pro valounové analýzy a statistickou analýzu vůdčích nordických souvků byly odebrány lopatkou a normalizovaným sítem z čerstvě začištěného profilu. Frakce 16–64 mm byla vybrána proto, jelikož je ještě dostatečně reprezentativní pro daný sediment a zároveň lze klasty v tomto velikostním rozmezí makroskopicky petrologicky i provenienčně určovat, což by u jemnozrnnějších frakcí bylo již mnohem obtížnější popř. vůbec nemožné. Kromě toho se jedná o frakci běžně užívanou pro obdobná studia jak v Německu, tak i v Polsku. Vůdčí nordické souvky byly určovány makroskopicky podle horninotvorných minerálů a struktur a textur hornin. Vzorek pro analýzu vůdčích nordik byl odebrán tak, že při promývání sedimentu na sítě byly pro účely studia vysbírány všechny klasty zvolené frakce, které jednoznačně nepatřily k lokálnímu a blízkému materiálu. Přímo na lokalitě byly při sbírání vůdčích nordik vyřazeny klasty křemene. Provenienční determinace nordik byla provedena pomocí určovacích atlasů Hesemanna (1975), Zandstry (1999), Smeda & Ehlerse (2002), Schulze (2003), Dietricha & Hoffmannové (2004) a specializovaných internetových stránek www.kristallin.de. Pro větší názornost bylo společenstvo vůdčích nordik znázorněno graficky metodou kruhových diagramů (Smed 1993), a to s použitím počítačového programu CirMap 3.0 vyvinutého Geislerem (1999). Zaoblení klastů křemene bylo hodnoceno podle šestistupňové škály Powerse (1953). Měření orientace klastů v tillech (till fabrics) byla graficky znázorněna růžicemi a pomocí ternárního diagramu podle Benna (1994).

Popis a interpretace profilu Vrstevní sled ledovcových uloženin nemohl být zdokumentován ve své úplnosti, protože spodní část stěny pískovny je zcela zasucena. Odkrytý profil má sedm členů, jak ukazuje obr. 2. 1. člen: Hnědě šedý přechodný diamikton (intermediate diamicton), s rezivými smouhami, obohacenými o písčitou frakci a s čočkami žlutého jemnozrnného prachovitého písku. Mocnost neznámá, v profilu zastiženo pouze svrchních 15 cm. Tento člen není na obr. 2 kvůli zasucení báze profilu viditelný. 2. člen: Rezivě hnědý štěrkovitý přechodný diamikton (clast-rich intermediate diamicton) o mocnosti 60 cm. V sedimentu dominují vrstvy rezivě hnědého diamiktonu, prokládané subhorizontálními zvlněnými vrstvami žlutohnědého jemnozrnného a střednozrnného prachovitého písku (obr. 3). Hojně se vyskytují klasty dosahující velikosti 10–15 cm v a-ose, ojediněle klasty velké ~30 cm v a-ose. Objevují se polohy diamiktonu hnědě rezivé barvy, lemované stejným sedimentem modrošedé a pak šedé barvy. Z tohoto členu byly odebrány vzorky pro zjištění podílu štěrkové frakce (vzorek 2), valounovou analýzu frakce 16–64 mm a pro statistickou analýzu vůdčích nordických souvků. V tomto členu bylo rovněž provedeno měření orientace protáhlých klastů (till fabrics, vzorek Jin2). 3. člen: Písčitý set o mocnosti 40 cm (obr. 4, 5), jehož lehce zvlněná erozní báze ostře nasedá na podložní štěrkovitý přechodný diamikton. Ve spodní části o mocnosti 10 cm dominuje rezivý jemnozrnný prachovitý písek. Výše převažuje žlutohnědý jemnozrnný prachovitý písek, ve svrchní polovině setu pak žlutý dobře vytříděný jemnozrnný písek, s polohami hnědého prachovitého písku. Zvrstvení popsaných písků je zvlněné paralelní. V nejvyšší části setu se objevuje čeřinově zvrstvený hnědě žlutý dobře vytříděný střednozrnný písek, s rezivými smouhami obohacenými o prachovitou komponentu. 4. člen: Komplex subhorizontálních, mírně korytovitě prohnutých vrstev diamiktonů a písků o proměnlivé mocnosti v rozmezí 30–50 cm (obr. 5). Jednotlivé vrstvy většinou vykliňují. Kontakt s podložními písky je erozní, bázi tvoří černohnědá lamina hrubozrnného písku o mocnosti 0,5–2 cm. Nad touto polohou leží hnědý štěrkovitopísčitý diamikton (clast194

rich sandy diamicton), ve kterém jsou hojné čočky jemno-, středno- a hrubozrnného písku. Čočky přecházejí v neprůběžné polohy o mocnosti max. 4 cm a vzájemně se různě zastupují. Z tohoto diamiktonu byl odebrán materiál pro stanovení podílu štěrkové frakce (vzorek 4a). V nadloží hnědého štěrkovitopísčitého diamiktonu leží vrstva našedle hnědého štěrkovitého přechodného diamiktonu (clast-rich intermediate diamicton) o mocnosti max. 15 cm, který ale na krátké vzdálenosti vykliňuje. Vyskytují se v něm tenké písčité polohy. Také z tohoto diamiktonu byl odebrán zrnitostní vzorek (4b). V obou polohách diamiktonů se relativně hojně vyskytují hrubé štěrkové klasty lokálních kulmských drob a laminitů o délce 18–20 cm v a-ose a nordických souvků do 10 cm v a-ose. Největším zjištěným klastem byl křemen o velikosti 17 x 13,5 x 8 cm. Z obou poloh diamiktonů byl odebrán souborný vzorek pro valounovou analýzu frakce 16–64 mm a bylo v nich provedeno měření orientace protáhlých klastů (till fabrics, vzorek Jin4). V levé části profilu leží nad štěrkovitým přechodným diamiktonem čočka jemnoa střednozrnného písku o mocnosti max. 20 cm. V nadloží čočky a diamiktonu spočívá ~15 cm mocná vrstva střednozrnného písku hnědé, žlutohnědé a rezavé barvy, rozdělená neprůběžnou vrstvou hnědě šedého prachu o mocnosti max. 3 cm. 5. člen: Šedý neprůběžně rezivě páskovaný štěrkovitoprachovitý diamikton (clast-rich muddy diamicton) o mocnosti 20–40 cm (obr. 5), ležící nad podložní písčitou vrstvou. Je obecně jemnozrnnější než podložní člen. Mocnost rezavých poloh bývá do 1 cm. Uvnitř diamiktonu je 5 cm mocná a min. 50 cm dlouhá neprůběžná vrstva střednozrnného, v nejvyšší části pak jemnozrnného, hnědě šedého až rezavého písku. Výskyt dalších neprůběžných písčitých poloh. Největší klast v šedém štěrkovitoprachovitém diamiktonu má velikost 9 x 7 x 6 cm (křemen). V tomto členu bylo provedeno měření orientace protáhlých klastů (till fabrics, vzorek Jin5). 6. člen: Další poloha tvořená také štěrkovitoprachovitým diamiktonem (clast-rich muddy diamicton) je litologicky podobná 5. členu (obr. 5). V tomto členu jsou však dobře patrné plamínkové struktury. Mocnost tohoto členu je velice proměnlivá, ve studovaném profilu se pohybuje v rozmezí 8–60 cm. 7. člen: Nevápnitá sprašová hlína mocná max. 85 cm, s typickým mramorováním a jednoznačnými projevy oglejení a migrace jílů po koříncích do spodnějších iluviálních horizontů, místy až do podložních diamiktonů (obr. 5). Sprašová hlína ledovcové sedimenty překrývá. 1. a 2. člen profilu jsme interpretovali jako jednu akumulaci lodgement tillu, ovlivněného melt-out procesy, které vytvořily subhorizontální zvrstvení sedimentu. Lodgement tilly ovlivněné sedimentací z proudící tavné vody v subglaciálním prostředí byly u nás popsány na několika lokalitách Opavska a severních Čech (Růžička 1995, Růžičková et al. 2003). 3. člen považujeme za subglaciální glacifluviální písky. 4. člen vrstevního sledu odpovídá svou výraznou stratifikací, podmíněnou polohami přechodného a písčitého diamiktonu a písků, subglaciálnímu melt-out tillu. 5. člen představuje rovněž subglaciální melt-out till (střídání vrstev diamiktonu a písků), který však byl druhotně resedimentován jednostrannou geliflukcí, což dokládá typické páskování. To vzniklo jako laminace (s mocností poloh do několika prvních cm) při jednostranném povrchovém geliflukčním pohybu rozmrzlých hmot po ještě zmrzlém podkladu. Kromě toho byl tento sediment postižen oglejením spojeným s iluviací jílovými částicemi, pročež je obecně jemnozrnnější než podložní diamiktony. 6. člen odpovídá také gelifluovanému a oglejenému subglaciálnímu melt-out tillu, který byl ale dále pozměněn i kryoturbací. Naduřování a ztenčování tohoto členu je výsledkem pohybu sedimentu po svahu. Kryoturbaci nasvědčuje přítomnost typických plamínkových struktur vznikajících při províření materiálu v důsledku mrazových změn svrchní aktivní vrstvy permafrostu na mírném svahu. 5. a 6. člen proto nelze považovat za vlastní ledovcové sedimenty a je vhodnější je označovat za sedimenty koluviální. Posledním, 7. členem vrstevního sledu je mramorovaná sprašová hlína.

195

Podíl štěrkové frakce v tillech V lodgement tillu dosahuje podíl štěrkové frakce ~46 hm. % (45,86 % ve vzorku 2). V subglaciálním melt-out tillu se v písčitém diamiktonu pohybuje podíl štěrku kolem 43 hm. % (43,20 % ve vzorku 4a), v nadložním přechodném diamiktonu okolo 33 hm. % (33,22 % ve vzorku 4b). Oba tilly lze podle těchto výsledků označit jako štěrkovité. Valounové analýzy V lodgement tillu (2. člen vrstevního sledu) a v subglaciálním melt-out tillu (4. člen vrstevního sledu) byla zkoumána frakce 16–64 mm. Analyzovány byly vzorky čítající 603 a 645 klastů. Z hlediska původu můžeme všechny klasty rozdělit na lokální, blízké, nordické, křemen a neurčitelné. Podíly a petrologické složení jednotlivých provenienčních skupin jsou znázorněny na obr. 6 a 7. Lokální klasty Na studované lokalitě jsou tvořeny pouze kulmskými horninami, které budují nejbližší okolí Jindřichova a celou východní část Zlatohorské vrchoviny (Otava 1992). Ledovec je mohl získat přímo detrakcí z výchozů a erozí zvětralinového pláště v s. předpolí lokality, ale také erozí starších koluviálních, aluviálních a fluviálních sedimentů, které se před zaledněním v oblasti okolo dnešní lokality nejpravděpodobněji nacházely. Fluviální systém v oblasti Jindřichova, existující před zaledněním zhruba ve stejné podobě jako v současnosti (Kroutilík 1961, Zapletal 1966), mohl do prostoru Jindřichova transportovat pouze klasty kulmských sedimentů. Zdrojové oblasti klastického materiálu Petrovického potoka a ostatních drobných toků totiž budují pouze horniny kulmu, konkrétně andělskohorského a hornobenešovského souvrství (Otava 1992). Rovněž pro aluviální a koluviální sedimenty, rozprostírající se na sv. a v. úpatí hřebenu Biskupské kupy (890,6 m n. m.) a Větrné (792,8 m n. m.) a v předpolí vrcholů ležících sv. od Biskupské kupy (Góry Opawskie) mohly být zdroji pouze výchozy kulmských sedimentů, protože jiné horniny uvedené vrcholy nebudují (Otava 1992, Dadlez et al. 2000). Lokální horniny představují ~60–66 % všech klastů obou tillů. Nejvíce jsou zastoupeny prachovité a jílovité břidlice (~41–42,5 % lokálních hornin) a laminity tvořené střídajícími se laminami a tenkými vrstvami prachovců a jílovců (~33–39,5 % lokálních hornin). Droby jsou zastoupeny mnohem méně (~15,5–21 % lokálních hornin). Zvláštní skupinu lokálních klastů tvoří velmi angulární, angulární a subangulární klasty zachycující kontakt světle šedého až bílého křemene a okolních fylitických břidlic (~3,5–4,3 % lokálních hornin). Uvedené kvantitativní poměry kulmských hornin odpovídají litologii kulmu v blízkém okolí lokality i litologické charakteristice andělskohorského a hornobenešovského souvrství, blízko jejichž rozhraní studované sedimenty leží (Otava 1992, Dvořák 1994). Klasty křemene s fylitickými břidlicemi pocházejí z křemenných sekrecí v andělskohorském souvrství nebo vrbenské skupině. Vzhledem k velmi nízkému nebo žádnému zaoblení zařazujeme tento křemen k lokálním klastům. Blízké klasty Do této kategorie spadají klasty, pocházející z krystalinických jednotek Jesenicka, sedimenty opolské křídy, sudetské porfyry a polské rohovce. Kulmskými horninami budovaný, severojižně orientovaný hřeben Biskupské kupy (890,6 m n. m.) a Větrné (792,8 m n. m.) zabraňoval, aby byl do prostoru Jindřichova před zaledněním přinášen materiál z krystalinických jednotek situovaných z. od uvedeného hřbetu. Zlatý potok (Złoty Potok) tekoucí necelé 4 km ssz. od zkoumané lokality sice mohl do blízkého s. předpolí Jindřichova 196

přinášet krystalinický materiál vrbenské skupiny, ale zřejmě až po ústupu zalednění. Změnu jeho toku z jihoseverního na západovýchodní totiž podle Prosové (1981) vyvolala intenzivní akumulace ledovcových sedimentů v korytě tohoto potoka s. od Zlatých Hor (viz též Otava 1992). Z těchto příčin nemohl ledovec přebírat klasty krystalinických hornin silezika a lugika ze starších sedimentů přímo v nejbližším okolí lokality. Proto zahrnujeme tyto klasty do provenienční skupiny blízkých hornin, čímž se spíše shodujeme s klasifikací Šimíčka (2008, 2009), ačkoliv v jiných pracích jsou souvky jesenických krystalinických hornin považovány i na Osoblažsku za lokální (Gába & Pek 1999). Zhruba 70–80 % blízkých klastů představují světlé (šedé až bělošedé, někdy i nahnědlé), často jemnozrnné, převážně sericitické a muskovitické kvarcity a rovněž světlé živcové („pórovité“) kvarcity. Amfibolity se na skladbě blízkého materiálu podílejí ~4–7 %. Světlé granitoidy a pegmatit byly ve zcela malém množství prokázány ze subglaciálního melt-out tillu. Grafitický kvarcit se zase vzácně vyskytl v lodgement tillu. Asi 7,5–17 % blízkých klastů tvoří různé další kvarcity, ruly a jiné, blíže petrologicky neurčitelné krystalinické horniny. V malých podílech jsou zastoupeny tmavé rohovce, fosiliferní sedimenty se zbytky živočišných hub a houževnaté paleoryolity s drobnými vyrostlicemi křemene a živců. Světlé, částo jemnozrnné, převážně sericitické a muskovitické kvarcity a živcové („pórovité“) kvarcity pocházejí z vrbenské skupiny, ve které uvedené horniny představují jednu z nejrozšířenějších složek litologické náplně (Pouba et al. 1962, Cháb et al. 2004). Jejich výchozy budují značnou část Zlatohorska a sv. část Sokolského hřbetu. Rovněž amfibolity mohou pocházet z uvedené geologické jednotky. Světlé granitoidy a pegmatit pocházejí z žulovského masivu, grafitický kvarcit z hlavního hřebene Rychlebských hor. Původ ostatních kvarcitů, rul a petrologicky blíže neurčitelných krystalinických hornin musíme hledat také v krystaliniku Jesenicka (nepodobají se nordickým horninám), ale nelze jej konkrétněji vymezit. Jedná se o horniny, které svým petrologickým charakterem a zaoblením je tvořících klastů nejpravděpodobněji souvisí s materiálem jesenické provenience. Tmavé rohovce a fosiliferní sedimenty se zbytky živočišných hub pocházejí z mezozoických sedimentů Polska. Paleoryolity odpovídají sudetskému porfyru z polského Dolního Slezska (Gába & Wójcik 1990). Zastoupení polských hornin v lodgement tillu a subglaciálním melt-out tillu se poněkud liší kvantitativně i petrologicky a tím také provenienčně. Ve vzorku z lodgement tillu se velmi akcesoricky (~3,5 % blízkých klastů) vyskytly fosiliferní sedimenty. Jedná se o jemnozrnnou písčitou horninu přeplněnou jehlicemi živočišných hub a dále o klast představující dokonce část kostry živočišné houby. Nejbližším možným zdrojem těchto klastů je opolská křída, ke které provenienci obou popsaných souvků vztahujeme. Výchozy osoblažské křídy leží od Jindřichova v. směrem a proto nemohou být zdrojem těchto hornin a fosílií. V subglaciálním melt-out tillu jsou nepatrně zastoupeny sudetský porfyr a rohovce. Sudetský porfyr představuje ~0,3 % všech klastů frakce 16–64 mm v subglaciálním melt-out tillu. Polské horniny představují v subglaciálním melt-out tillu ~6,5 % blízkých klastů. Nordické klasty Lodgement till obsahuje ~5,5 % a subglaciální melt-out till ~6 % nordických souvků, z nichž ~3/4 tvoří krystalinické horniny, reprezentované hlavně deformovanými granity a ortorulami, východofenoskandskými rapakivickými granity, porfyry a metakvarcity. Barva krystalinických hornin je převážně červená, ale objevují se i šedě zbarvené variety. Druhou nejpočetnější skupinou jsou červené, fialové, šedě fialové, šedé a bělošedé pískovce představující ~15,5–17,5 % nordik. Mezi pískovci byl v lodgement tillu určen i bíle šedý skolitový pískovec s trubičkovitými doupaty ichnorodu Skolithos, původem ze spodního kambria platformního pokryvu fenoskandského štítu v jižní části baltské oblasti. Podíl pazourků se pohybuje mezi ~6 a ~13 % nordik, tzn. ~0,3 a ~0,8 % všech klastů frakce 16–64 mm. 197

Křemen Do této kategorie začleňujeme klasty tvořené výhradně křemenem, klasty sekrečního křemene s okolními fylitickými břidlicemi byly zařazeny k lokálním klastům a nejsou ani obsaženy v dále uvedené analýze zaoblení křemene. Podle dosavadních výzkumů (např. Gába 1976) patří většina křemenných klastů k lokálnímu materiálu. Přesto se ve valounových analýzách křemen vyčleňuje do samostatné kategorie, protože lokální křemen nelze od blízkého a nordického většinou odlišit. U jindřichovské lokality by křemen podle našeho provenienčního dělení spadal zejména do blízkého materiálu, poněvadž bude z naprosté většiny pocházet z jesenického krystalinika. V provenienčním členění užívaném Gábou (1976 aj.) by tedy náležel převážně k lokálním klastům. S užitím šestistupňové klasifikační stupnice zaoblení podle Powerse (1953) byl u křemenných klastů určován stupeň zaoblení (obr. 8). V lodgement tillu převažují subangulární klasty (~47 %), s odstupem následované suboválnými klasty (~32 %). Dále jsou zastoupeny angulární klasty (~11,5 %) a oválné klasty (~9,5 %). V subglaciálním melt-out tillu dominují pro změnu suboválné klasty (~50 %), subangulárních je pouze ~33 %. Významněji se uplatňují ještě oválné klasty (~ 12 %). Ve srovnání s lodgement tillem nápadně klesá podíl angulárních klastů (~3 %). V nepatrném množství byly identifikovány i krajní členy stupnice – velmi angulární klasty (~1,5 %) a dokonale oválné klasty (~0,75 %). Hodnoceny byly 104 klasty (lodgement till) a 134 klasty (subglaciální melt-out till). Převládá křemen šedých odstínů, mléčně bílé zbarvení je vzácnější. Společenstvo vůdčích nordických souvků Vůdčí nordické souvky jsou fenoskandské horniny s konkrétněji určitelnou oblastí původu. Z celkového množství nordik představují jen malý zlomek (~10 %, Nývlt 2003), protože většinu severských hornin tvoří provenienčně blíže neurčitelné granitoidy, metamorfity a pískovce. V souboru nordik odebraném z lodgement tillu byly identifikovány 102 vůdčí typy. Jejich výčet a procentuální zastoupení ukazuje tab. 1, grafické znázornění podle metody Smeda (1993) a počítačového programu Geislera (1999) potom obr. 9. Zhruba 53 % všech vůdčích nordik tvoří východofenoskandské horniny. Další dvě hlavní provenienční skupiny a to jihošvédské horniny a horniny ze středošvédského Dalarna jsou zastoupeny téměř rovnocennými podíly: ~24,5 % jihošvédských a ~22,5 % dalarnských. Teoretické souvkové centrum souboru (TGZ, Lüttig 1958) má hodnoty φ = 59,9°, λ = 17,4°. Mezi východofenoskandskými souvky jednoznačně převládají horniny z rapakivického masivu Ålandského souostroví, představující ~74 % východofenoskandských a ~39 % všech vůdčích nordik. Doprovázejí je rapakivické granity a porfyry z masivu Rödö a z masivů v jz. Finsku, červený baltský křemenný porfyr a křemenný porfyr z Botnického zálivu. Horniny z Ålandů jsou ve studovaném souboru tvořeny hlavně rapakivickým granitem a v mnohem menší míře granitovým porfyrem (1/10 ålandských hornin). V literatuře (např. Hesemann 1975, Zandstra 1999, Smed & Ehlers 2002) se běžně vyčleňují variety Åland rapakivi, Åland granit a Åland aplitický granit, jiní autoři rozdělovali tyto granity do ještě dalších podtypů (Gába & Dudziak 1979, Gába & Pek 1999). V této práci zahrnujeme všechny uvedené typy ålandských granitů do jediného podtypu nazvaného Åland rapakivický granit, protože rozlišení jednotlivých variet granitů náležejících stejnému masivu, v němž existují vzájemné přechody mezi varietami, a majících velmi podobné strukturní znaky, není ve frakci 16–64 mm možné a ani pro tuto studii účelné. Stejné zjednodušení uplatňujeme i u Rödö hornin. Dalarnské horniny představují běžné typy porfyrů (Bredvad, Oxåsen) a ignimbrity, ovšem vyskytl se i vzácnější Kallberget porfyr. Zajímavá je absence Grönklitt porfyritu, jinak velmi charakteristického zástupce dalarnských hornin. Nezanedbatelně jsou přítomny rovněž dalarnské granity (typ Garberg granit) a Digerberg pískovec. Mezi souvky jihošvédského původu jednoznačně dominují horniny z masivu Småland (~88 % jihošvédských a ~21,5 % 198

všech vůdčích nordik). Jedná se naprosto převážně o granity (stejnozrnný Småland granit a Flivik granit), granitový porfyr byl identifikován pouze v jednom klastu. Podobně jako u ålandských granitů je i u granitů ze Smålandu známa řada variet (např. Hesemann 1975, Zandstra 1999, Smed & Ehlers 2002). V našem příspěvku je opět (kromě Flivik granitu) nevyčleňujeme pro jejich obtížnou až nemožnou rozpoznatelnost ve zvolené frakci. Všechny jim odpovídající granity (šedě červené až červené stejnozrnné až nevýrazně porfyrické jemnoaž hrubozrnné kataklazované granity s šedým nebo modrým až modrofialovým křemenem) začleňujeme do jediné variety nazvané stejnozrnný Småland granit. Nepatrně jsou zastoupeny i další jihošvédské horniny – Filipstad a Halen granit. Tab. 1. Společenstvo vůdčích nordických souvků v lodgement tillu (2. členu vrstevního sledu). Tab. 1. Spectrum of Nordic indicators from lodgement till (2nd member).

vůdčí petrotyp východofenoskandské horniny celkem Åland rapakivický granit Åland granitový porfyr Rödö rapakivický granit Rödö křemenný porfyr Rödö granitový porfyr pyterlitický granit červený finský granitový porfyr červený baltský křemenný porfyr křemenný porfyr z Botnického zálivu horniny z Dalarna celkem Bredvad porfyr Oxåsen porfyr Dala ignimbrit Kallberget porfyr živcový Dala porfyr Garberg granit Dala granit (nerozlišený Siljan nebo Garberg granit) Digerberg pískovec jihošvédské horniny celkem stejnozrnný Småland granit Flivik granit Småland granitový porfyr Filipstad granit Halen granit vůdčí nordika celkem

počet klastů 54 36 4 6 2 1 1 1 2 1 23 6 3 4 1 2 3 1 3 25 19 2 1 1 2 102

% z celku 52,94 35,29 3,92 5,88 1,96 0,98 0,98 0,98 1,96 0,98 22,55 5,88 2,94 3,92 0,98 1,96 2,94 0,98 2,94 24,51 18,63 1,96 0,98 0,98 1,96 100,00

Orientace klastů v tillech V lodgement tillu (2. člen; označeno Jin2), v subglaciálním melt-out tillu (4. člen; Jin4) a geliflukčně resedimentovaném subglaciálním melt-out tillu (5. člen; Jin5) byly měřeny orientace protažených klastů, tedy orientace jejich a-osy. Výsledky měření jsou znázorněny růžicovými diagramy v obr. 10. Orientace protažených klastů v lodgement tillu a subglaciálním melt-out tillu je souhlasná a ukazuje na postup ledovce ve směru 233°, tedy prakticky k JZ. Geliflukčně resedimentovaný melt-out till vykazuje mírný úklon ke směru jižnímu (221°). Tyto hodnoty statisticky představují nejvýraznější vlastní vektor – V1 (eigenvector) orientace měřených dat, tedy vektor kolem kterého se shlukuje největší množství 199

jednotlivých hodnot. Další dva vlastní vektory jsou na tento kolmé a četnosti jim blízkých hodnot jsou nižší. Stupeň shlukování jednotlivých hodnot kolem vlastních vektorů můžeme vyjádřit normalizovanými velikostmi těchto vektorů – jejich vlastními hodnotami (eigenvalues). Mnoho autorů (m.j. Lawson 1979, Dowdeswell & Sharp 1986, Benn 1994, Bennett et al. 1999, Larsen & Piotrowski 2003) ukázalo, že jednotlivé typy tillů vykazují určité hodnoty vlastních hodnot (S1–S3). K jejich grafické prezentaci a odlišení zavedl Benn (1994) ternární diagram, který umožňuje rozlišení mezi liniovou, plošnou a všesměrnou orientací protažení klastů. Obecně platné poznatky umožňují statisticky odlišovat subglaciální melt-out tilly od lodgement tillů. Subglaciální melt-out tilly běžně vykazují vysoké nejvýraznější vlastní hodnoty (S1), obvykle >0,7; to odpovídá přednostní liniové orientaci protažení klastů. Naopak lodgement tilly vykazují hodnoty S1 obvykle v rozmezí 0,4–0,8, což znamená plošnou až liniovou orientaci protažení klastů. Vše je způsobeno především tím, že u lodgement tillů se vyskytuje vyšší podíl příčných maxim, které zvyšují další vlastní hodnoty S2 a S3. Vlastní hodnota S1 lodgement tillu z jindřichovské pískovny vykazuje hodnotu 0,76; subglaciálního melt-out tillu 0,94 a geliflukčně resedimentovaného melt-out tillu 0,81. Pozice jednotlivých vlastních hodnot v ternárním diagramu podle Benna (1994) je zobrazena v obr. 11 a srovnána s běžnými z literatury známými hodnotami pro lodgement tilly a subglaciální melt-out tilly. Diskuse Štěrkovitost tillů Tilly v jindřichovské pískovně se vyznačují neobvykle vysokým podílem štěrkové frakce, zde zjištěné hodnoty patří k vůbec nejvyšším ze subglaciálních tillů na území České republiky. Podobně vysoký podíl štěrku (37,4 hm. %) zjistili pouze Kopečný & Pek (1974) z průzkumné rýhy 1 km s. od Žulové na Jesenicku (jejich lokalita č. 5). Na Osoblažsku, v okolí Slezských Rudoltic (lokality č. 10 a 12) objevili stejní autoři tilly s podíly šterku ve výši ~12 a ~17 %, na jiných místech Osoblažska to ale byly průměrně jen ~1,2 %. Obdobně chudé na štěrkovou frakci jsou i subglaciální tilly na Jesenicku, kde obsahují průměrně ~ 2 % štěrku (Gába 1972, Kopečný & Pek 1974). Růžička (1995) udává u subglaciálních tillů v České republice podíl štěrku většinou v rozmezí 1–4 %, výjimečně 8–12 %. Vysoce nadprůměrné množství štěrkových klastů v tillech u Jindřichova bylo způsobeno značnou asimilací horninového detritu ledovcem. Pahorkatinný reliéf sz. Osoblažska, budovaný rozpadavými kulmskými horninami byl zdrojem velkého množství klastického materiálu, který ledovec přebíral a transportoval zejména na své bázi. Závislost podílu štěrkové frakce v subglaciálních tillech na reliéfu a litologii podloží ledovce dokládají také Růžičková et al. (2003). Směr postupu ledovce j. Polskem podle skladby souvků z jesenického krystalinika Provenienční analýza štěrkových klastů nám umožnila odhadnout, ze kterého směru postupoval na sz. Osoblažsko ledovcový štít. Naprostá většina (~77–83 %) blízkého materiálu v obou tillech pochází z v. části jesenického krystalinika. Naopak horniny ze zsz. situovaných výchozů, tj. z hlavního hřebene Rychlebských hor (grafitický kvarcit) nebo žulovského masivu (granitoid, pegmatit) jsou přítomny naprosto minimálně. Další typicky rychlebské petrotypy vyskytující se v ledovcových uloženinách Vidnavska jako gieraltowská a sněžnická rula (Hanáček 2008) vůbec nebyly zjištěny. Velmi nízké zastoupení hornin žulovského masivu lze částečně vysvětlit decimací jejich klastů při ledovcovém transportu. Na všech lokalitách ledovcových sedimentů včetně těch, které leží v bezprostřední blízkosti nebo přímo na žulovském masivu jsou klasty těchto granitoidů velmi zvětralé až rozpadavé (Gába 1972, 1981, 2001, Hanáček 2008). Na druhou stranu tvoří granitoidní klasty z masivu běžnou složku glacifluviálních sedimentů v údolí Bělé, 15–18 km z. až sz. od jindřichovské pískovny 200

(~8–29 %) a zároveň hojně obsahují živcový („pórovitý“) kvarcit (Gába 1981, 2001, Gába & Pek 1999). Je tedy zřejmé, že subglaciální tilly u Jindřichova jsou zásadním způsobem ochuzeny o horniny z hlavního hřebene Rychlebských hor a žulovského masivu. Rovněž v glacifluviálních sedimentech u Osoblahy a Bohušova na v. Osoblažsku jsou horniny žulovského masivu velmi minoritní, jejich podíl nedosahuje ve srovnatelné frakci 3,5 % (Šimíček 2008). Uvedené poznatky naznačují, že úsek kontinentálního ledovce, kterým bylo pokryto sz. Osoblažsko, postupoval j. Polskem od SSZ a v s. předpolí Zlatohorské vrchoviny erodoval aluviální, fluviální a koluviální sedimenty obsahující klasty hornin vrbenské skupiny. Postup ledovce do studovaného území vyloženě od SZ není pravděpodobný kvůli mizivému zastoupení hornin ze sz. části Jesenicka. Také orientace hlavních toků v sousední části Polska a sice Bělé a posledního úseku Nysy Kłodzke ve směru J-S podporuje představu o spíše severojižním směru postupu ledovce. Gába (1976) a Gába & Wójcik (1990) sice předpokládají v s. předpolí moravskoslezské glaciální oblasti hlavní směr šíření ledovcového štítu od SZ, souhlasně s orientací deprese Odry (Oderský splaz, viz např. Marks 2005), ale místně se mohl směr pohybu dílčích částí štítu měnit v závislosti na morfologii terénu. Do prostoru Jindřichova pak postupoval ledovec ze S, protože průniku od SSZ bránil hornatý terén sv. od Biskupské kupy (Otava 1992), viz obr. 12. Směr pohybu ledovce v prostoru lokality Měření orientace protáhlých klastů (till fabrics) z lodgement tillu a subglaciálního melt-out tillu jednoznačně dokládají, že v prostoru lokality postupoval kontinentální ledovec od SV k JZ (obr. 12). V geologické mapě 1 : 50 000, listu 15–11 Zlaté Hory (Otava 1992) je s. od Jindřichova předpokládán směr ledovcového postupu od SSZ–S. Maximální hranice zalednění je v citované mapě zakreslena na v. úpatí Velké Stříbrné (785,3 m n. m.) v nadmořské výšce 410–450 m n. m. a pak jazykovitě vybíhá údolím Petrovického potoka na JZ, do místa nápadného ohybu potoka v Janově, jv. od Malé Stříbrné (650 m n. m.). Poté se údolím vrací zpět a lemuje sv. úpatí dalších vrcholů Zlatohorské vrchoviny j. od Jindřichova v nadmořské výšce do 450 m. Vrchol Svatý Roch (471,8 m n. m.) s. od studované pískovny představoval nunatak. V oblasti Jindřichova postupoval kontinentální ledovec zřejmě nejprve od S a v údolí Petrovického potoka, j. od Svatého Rocha se stáčel k JZ a vyplňoval zmíněné údolí. Jelikož studovaná lokalita leží na s. okraji tohoto údolí, byly její tilly uloženy ledovcem pohybujícím se již na JZ. Orientace protáhlých klastů v subglaciálních tillech dokládá, že směr pohybu ledovce byl v z. pahorkatinné části Osoblažska podstatně ovlivněn členitou morfologií reliéfu, což koresponduje s geomorfologickými studiemi ledovcem modelovaných elevací v této oblasti (Perečková 2008a, b). Genetická interpretace tillů podle orientace protáhlých klastů Získané nejvýraznější vlastní hodnoty (S1) umožňují rozlišení lodgement tillu od subglaciálního melt-out tillu. V bazální, na hrubý úlomkovitý materiál bohaté vrstvě ledovce jsou protáhlé klasty obvykle orientovány ve směru pohybu ledovce. Extrémně liniová orientace těchto klastů vzniká jejich rotací v důsledku vysokého kumulativního tlaku na bázi pohybujícího se ledovce (Lawson 1979, Benn 1994). Nejlépe zachovanou přednostní liniovou orientaci si po uložení zachovávají subglaciální melt-out tilly (m.j. Lawson 1979, Benn 1994). Naopak lodgement tilly obvykle obsahují i příčná maxima, která mění liniovou přednostní orientaci klastů až na plošnou. Použití orientace klastů pro vymezení jednotlivých typů subglaciálních tillů bylo diskutováno Bennettem et al. (1999), i když citovaní autoři konstatují nemožnost použití pouhé orientace klastů v tillech pro odlišení jednotlivých typů subglaciálních tillů. Přesto však jejich výsledky naznačují některé obecně platné závěry. Vysoké hodnoty S1 získané z obou subglaciálních tillů ukazují na dominantní úlohu vody při sedimentaci v subglaciální zóně ledovce. Patrná příčná maxima u 2. členu vrstevního sledu 201

(vzorek Jin2, viz obr. 10) podporují jeho určení jako lodgement tillu. Přednostní orientace klastů v tomto lodgement tillu je však silně liniová a leží v ternárním diagramu Benna (1994) na okraji hodnot běžně odpovídajících lodgement tillům (viz obr. 11).To ukazuje na významnější ovlivnění melt-out procesy při sedimentaci tohoto subglaciálního tillu. Podporuje to také dřívější makroskopickou interpretaci tohoto sedimentu jako lodgement tillu se značným ovlivněním melt-out procesy. Shodná orientace nejvýraznějšího vlastního vektoru (V1) protažení klastů u lodgement tillu a subglaciálního melt-out tillu ukazuje na jejich genetickou a tím i stratigrafickou souvislost, výrazné liniové protažení potom na značné ovlivnění melt-out procesy v subglaciální zóně. Tomu nahrává i značná hrubost materiálu (~33–46 hm. % štěrku), která umožnila vyšší přednostní orientaci protažených klastů během subglaciálních vytávacích procesů, které vedly k uložení nejen subglaciálního melt-out tillu, ale značně ovlivnily i podložní lodgement till. Resedimentace a kryoturbace tillů ve svrchní části profilu Svrchní část subglaciálního melt-out tillu byla druhotně ovlivněna periglaciálními svahovými procesy, jmenovitě jednostrannou plošnou geliflukcí. Měřené hodnoty orientace nejvýraznější vlastní hodnoty (S1) se od původní hodnoty v melt-out tillu odklánějí k J. Z rozložení měřených hodnot (viz obr. 10) je však jasné, že si část klastů udržela svoji původní orientaci ve směru 230–240°. Nejvýznamnější skupina hodnot vykazuje protažení ve směru 190–210°. Díky tomu dochází také ke snížení nejvýraznější vlastní hodnoty (S1) na 0,81. Na základě této změny orientace lze vektor geliflukčního povrchového pohybu odhadnout na 165–180°, což dobře odpovídá současnému směru sklonu terénu v nejbližším okolí pískovny. I tohle je možné považovat za jeden z důkazů pro mnohem pozdější geliflukční resedimentaci svrchní části subglaciálního melt-out tillu. K resedimentaci muselo dojít až v době, kdy sklonové poměry v širším okolí byly blízké dnešnímu reliéfu, avšak ještě před sedimentací sprašových hlín, které celý profil zakončují. Tomu nasvědčují i kryoturbované vyšší části profilu, z nichž projevy kryogenního províření zasahují i do nadložních sprašových hlín. To umožňuje zařadit svahovou periglaciální resedimentaci do teplejších (interstadiálních) fází glaciálu, kdy docházelo k periodickému rozmrzání svrchní aktivní vrstvy permafrostu a na svahu mohlo docházet k pohybu povrchového materiálu v důsledku jednostranné geliflukce. K sedimentaci eolických sedimentů (sprašových hlín), které je překrývají, docházelo především během pleniglaciálu. Při zamrzání rozbředlé hlinité masy docházelo i během pleniglaciálu v důsledku kryogenního vzdouvání ke kryoturbacím, které postihují svahové a eolické sedimenty. Je velmi pravděpodobné, že ke svahové resedimentaci, kryoturbacím a eolické sedimentaci došlo během posledního (viselského) glaciálu, čemuž by nasvědčovaly i sklonové poměry terénu blízké těm dnešním. Provenience štěrkového materiálu v tillech Mezi lodgement tillem a subglaciálním melt-out tillem neexistují významné rozdíly v provenienční ani petrologické skladbě štěrkových klastů. Oproti lodgement tillu je subglaciální melt-out till pouze mírně bohatší na blízké souvky (o ~2,5 %) a křemen (o ~3,5 %). Mezi blízkými souvky se v subglaciálním melt-out tillu objevují i sudetský porfyr a polské rohovce, které nebyly v lodgement tillu zjištěny, ale zase zde chybí fosiliferní souvky opolské křídy. Podíl nordik je v obou tillech v podstatě stejný. Jediná významnější odlišnost spočívá v zaoblení klastů křemene. V subglaciálním melt-out tillu převažuje suboválný křemen tvořící ~50 % křemenných klastů, zatímco subangulární křemen představuje jen ~33 %. V lodgement tillu jsou podíly suboválného a subangulárního křemene přesně obrácené. V subglaciálním melt-out tillu je také asi 4x méně angulárního křemene (~3 %) než v lodgement tillu (~11,5 %). Subglaciální melt-out till tedy obsahuje více křemene redeponovaného ze zralejších, např. fluviálních sedimentů, které mohl ledovec erodovat i poněkud severněji od Jesenicka. Slaběji 202

zaoblený až angulární křemen naopak pravděpodobně pochází z koluviálních, aluviálních nebo i fluviálních sedimentů, původně situovaných v bezprostředním předpolí Jesenicka, poněvadž tyto klasty prodělaly před převzetím ledovcem kratší nebo jen minimální transport. Jelikož lépe zaoblený křemen pravděpodobně pochází ze zralejších fluviálních uloženin v j. Polsku, tak z porovnání valounových analýz vyplývá, že subglaciální melt-out till je oproti lodgement tillu nepatrně bohatší na materiál jihopolského původu (suboválný křemen, sudetský porfyr, rohovce). V podílech nordik na druhou stranu žádné rozdíly mezi oběma tilly zjištěny nebyly. I tak uvedené poznatky odpovídají charakteristice subglaciálních melt-out tillů, které podle Růžičkové et al. (2003) obsahují více materiálu vzdálené provenience, vytávaného z vnitřnějších partií ledovce. Rozdíly se ale týkají pouze minoritních skupin klastů, v základních rysech se štěrk obou tillů od sebe neliší. Téměř shodné složení štěrkového materiálu nasvědčuje, že oba tilly spolu geneticky souvisejí a hlavní rozdíl spočíval pouze v míře vlivu proudící vody na sedimentaci. Patrné zvrstvení lodgement tillu dokládá i jeho ovlivnění melt-out procesy. Růžička (1995) a Růžičková et al. (2003) udávají z Ostravska a s. Čech příklady vzájemných přechodů mezi lodgement tilly a subglaciálními melt-out tilly. Stratigrafie ledovcových sedimentů Východní rovinatější část Osoblažska byla prokazatelně zasažena dvěma kontinentálními ledovci, které byly v literatuře korelovány s elsterským a prvním sálským zaledněním (Kroutilík 1961, 1962, Zapletal 1966). V západní výrazně pahorkatinné části se ledovcové sedimenty zachovaly pouze v malých reliktech, kromě plošněji rozsáhlejší akumulace u Vysoké (Otava 1992), a jejich stratigrafická pozice není vyřešena. Společenstvo vůdčích nordických souvků v lodgement tillu jindřichovské lokality se vyznačuje výraznou převahou východofenoskandských hornin (~53 %) nad horninami jihošvédskými (~24,5 %). Jednoznačně se tak podobá elsterským tillům z jiných lokalit v oblasti zásahu Oderského splazu kontinentálního ledovce, pro které je charakteristický výrazný až převládající podíl hornin z východní Fenoskandie (Hesemann 1935, Burdukiewicz & Meyer 1991). V tillech příslušejících prvnímu sálskému glaciálu (saale I, drenthe) naopak dominují jihošvédské, zejména smålandské horniny a souvky z východní Fenoskandie jsou v menšině. Ze skladby nordik vyplývají i odlišná teoretická souvková centra (TGZ) v jednotlivých stratigrafických pozicích. Elsterský till od Wrocławi má TGZ s hodnotami φ = 59,2°, λ = 16,7°, sálský (drenthský) till ze stejné oblasti s hodnotami φ = 58,4°, λ = 15,7° (Burdukiewicz & Meyer 1991). TGZ elsterského tillu od Wrocławi zjevně koresponduje s TGZ tillu od Jindřichova (φ = 59,9°, λ = 17,4°). Zde je nutné poznamenat, že Burdukiewicz & Meyer (1991) započítávali do svých analýz i různé typy fenoskandských pískovců, Västervik kvarcit a hälleflinty, což jsou ale horniny mající ve Fenoskandii více, někdy i velkoplošných oblastí výchozů (Hesemann 1975, Fredén 1994, Smed & Ehlers 2002, Schulz 2003), a proto nemohou sloužit jako vůdčí typy. Abychom získali srovnatelná data, tak jsme analýzy Burdukiewicze & Meyera (1991) přepočítali, tentokrát bez uvedených problematických horninových typů. Jelikož jiné, než zde popisované ledovcové sedimenty nebyly na v. úpatí Velké Stříbrné u Jindřichova nalezeny, lze se na základě společenstva vůdčích nordik domnívat, že tato oblast byla zasažena pouze elsterským ledovcem. Kvůli nedostatku srovnávacích dat z jiných lokalit ale zatím není možné stanovit, jestli k zalednění došlo v prvním elsterském glaciálu (elster I) nebo druhém elsterském glaciálu (elster II). Podle Zapletala (1966) a Perečkové (2008a) nepřesáhl ledovec na Osoblažsku výškovou úroveň ~420–445 m n. m., v geologické mapě 1 : 50 000, listu 15–11 Zlaté Hory (Otava 1992) je hranice zalednění v okolí Jindřichova zakreslena nanejvýš ve 450 m n. m. Studovaná pískovna leží v nadmořské výšce 385 m. Maximální mocnost ledovcového štítu v oblasti Jindřichova je tedy možné odhadnout na ~50–60 m.

203

Závěr V pískovně u Jindřichova na sz. Osoblažsku byl odkryt a popsán profil subglaciálními glacigenními a glacifluviálními sedimenty a v jejich nadloží koluviálními a eolickými sedimenty. Vrstevní sled, jehož báze nebyla odhalena, tvoří od spodu min. 75 cm mocná akumulace lodgement tillu (ovlivněného melt-out procesy), 40 cm mocný set glacifluviálních písků, max. 50 cm mocná akumulace subglaciálního melt-out tillu, celkem max. 90 cm mocná akumulace geliflukcí resedimentovaného a ve vyšších částech také kryoturbací postiženého subglaciálního melt-out tillu a v nejvyšší části max. 85 cm mocná mramorovaná sprašová hlína. Ledovcový štít se k této části Osoblažska rozšiřoval od SSZ, což dokládá skladba souvků pocházejících z jesenického krystalinika. Mezi nimi jednoznačně převažují horniny z v. části Jesenicka (z vrbenské skupiny), zatímco horniny ze sz. Jesenicka, tj. z hlavního hřebene Rychlebských hor a žulovského masivu jsou pouze akcesorické. Přímo v tillech studované pískovny byla zjištěna přednostní orientace protáhlých štěrkových klastů ve směru SV–JZ . Do s. předpolí Jindřichova pronikl ledovec od S (Otava 1992) a v údolí Petrovického potoka, kde studovaná lokalita leží, se stáčel k JZ a vyplňoval údolí potoka. Při postupu přes pahorkatinný reliéf budovaný rozpadavými kulmskými horninami asimiloval ledovec značné množství detritu, který se pak stal součástí subglaciálních tillů. Proto se tilly jindřichovské pískovny vyznačují velmi vysokým podílem štěrkové frakce (lodgement till ~46 hm. %, subglaciální melt-out till v jednotlivých polohách ~33–43 hm. %). Tyto hodnoty patří k vůbec největším, jaké byly v subglaciálních tillech v ČR dosud zjištěny. Zkoumané tilly proto můžeme označit jako štěrkovité. Sedimentaci lodgement tillu a subglaciálního melt-out tillu ovlivnil jen rozdílný podíl proudící vody pod vlastním ledovcem. Měřené hodnoty orientace klastů v obou tillech ukázaly na jejich genetickou a tím pádem i stratigrafickou souvislost. Provenienční složení štěrkových klastů obou tillů je téměř shodné, v subglaciálním melt-out tillu nejsou výrazněji obsaženy nordické souvky. Subglaciální melt-out till je nabohacen pouze o suboválné a ochuzen o angulární klasty křemene, což znamená, že křemen tohoto tillu byl ledovcem redeponován ve větším objemu z vyzrálejších (fluviálních) uloženin, než křemen v lodgement tillu. Křemen v subglaciálním melt-out tillu tak může být v rámci s. předpolí Jesenicka a j. Polska i poněkud vzdálenější provenience než křemen druhého tillu. Poněvadž bylo v subglaciálním melt-out tillu zjištěno i nepatrně větší množství polských hornin (sudetský porfyr a rohovce), je tento till oproti lodgement tillu poněkud nabohacen o materiál jihopolské provenience. K zalednění Jindřichova došlo během některého z elsterských glaciálů (elsteru I nebo elsteru II), protože společenstvo vůdčích nordických souvků z lodgement tillu se vyznačuje výraznou převahou východofenoskandských hornin (~53 %) nad horninami jihošvédskými (~24,5 %) a odpovídá tak elsterským tillům z jiných míst zasažených Oderským splazem kontinentálního ledovce. Z toho vyplývají také souřadnice TGZ, kterými se lodgement till jindřichovské lokality shoduje s elsterskými tilly v širší oblasti. Během posledního (viselského) glaciálu pak došlo k periglaciálně podmíněné svahové resedimentaci svrchních částí ledovcových sedimentů a k jejich kryoturbacím. Celý profil je ukončen pleniglaciálními sprašovými hlínami. Poděkování Za pomoc při určování klastů lokálních a blízkých hornin děkujeme pracovníkům České geologické služby – pobočky Jeseník Ing. Jaroslavu Aichlerovi, CSc. (†), RNDr. Josefu Večeřovi a RNDr. Vratislavu Pecinovi. Lence Jarošové, Ph.D. (Slezské zemské muzeum) vděčíme za spolupráci při odebírání vzorků a za poskytnutí části fotodokumentace. Doc. RNDr. Slavomíru Nehybovi, Dr. a Mgr. Martinu Ivanovovi, Dr. z Přírodovědecké fakulty Masarykovy univerzity jsme zavázáni za kritické připomínky k rukopisu. Výzkum byl částečně uskutečněn v rámci projektu VaV „Paleogeografická, paleoklimatologická a geochronologická rekonstrukce kontinentálního zalednění Česka“, řešeného v letech 2005–2007 Českou geologickou službou.

204

Literatura Benn D. I. (1994): Fabric shape and the interpretation of sedimentary fabric data. - J. Sed. Res., A64 (4): 910915. Benn e tt M. R., W a ller R. I., G la sse r N. F ., H amb r e y M. J ., Huddar t D. (1999): Glacigenic clast fabrics: genetic fingerprint or wishful thinking? - J. Quat. Sci., 14 (2): 125-135. Br äun lich M. (2009): www.kristallin.de Budková M. (1947): Bludné balvany v okolí Krnova a Cukmantlu. - Sbor. Čs. Společ. zeměp., 52: 92-95. Praha. Burduk iew ic z J . M. & Me yer K. - D. (1991): The analysis of erratics from glacial deposits in Trzebnica (Silesia). - Slaskie sprawozdania archeologiczne, 32: 29-42. Wrocław. Czud ek T. (1993): Osoblažská nížina - geomorfologický přehled. - Sborník ČGS, 98 (4): 222-228. Praha. – (2005): Vývoj reliéfu krajiny České republiky v kvartéru, 238 pp., Moravské zemské muzeum, Brno. D ad le z R., Ma rek S ., Pokor sk i J. (2000): Mapa geologiczna Polski bez utworów kenozoiku. Państwowy instytut geologiczny. Warszawa. D ie tr ich H. & Hoff ma nn G . (2004): Steinreiche Ostseeküste: Entstehung und Herkunft der Findlinge, 78 pp., Verlag Redieck & Schade GmbH, Rostock. Dowd esw e ll J . A . & Sha rp M. (1986): Characterisation of pebble fabrics in modern terrestrial glacigenic sediments. - Sedimentology, 33: 699-710. Dvoř ák J. (1994): Variský flyšový vývoj v Nízkém Jeseníku na Moravě a ve Slezsku.- Práce Českého geologického ústavu 3, 77 pp., Český geologický ústav, Praha. F red én C. (1994): Geology. National Atlas of Sweden, 208 pp., SNA Publishing, Stockholm. G ába Z. (1972): Souvková hlína ze Skorošic a směr pohybu pevninského ledovce. - Zpr. Vlastivěd. Úst. v Olomouci, Odb. přír. Věd, 155: 23-28. – (1976): Valounové analýzy vodně ledovcových uloženin moravskoslezské oblasti. - Čas. Slez. Muz. Opava (A), 25: 57-62. – (1981): Uloženiny kontinentálního ledovce u Písečné na severní Moravě. - Čas. Slez. Muz. Opava (A), 30: 241253. – (2001): Rozdíly v souvkových společenstvech bazálních morén a ledovcového výplavu. - Čas. Slez. Muz. Opava (A), 50: 143-147. G ába Z. & Dud z iak J . (1979): Souvkové analýzy ledovcových uloženin z Jesenicka (ČSSR) a z oblasti Tarnowa (PLR). – Čas. Slez. Muz. Opava (A), 28: 179-185. G ába Z. & P ek I. (1999): Ledovcové souvky moravskoslezské oblasti, 111 pp., Okresní vlastivědné muzeum v Šumperku, Šumperk. G ába Z . & W ójc ik J. (1990): Sudetské porfyry jako vůdčí souvky v ledovcových uloženinách Polska a ČSFR. - Čas. Slez. Muz. Opava (A), 39: 59-65. G e is ler T. (1999): CirMap 3.0: ein 32 Bit Windows-Program zur Auswertung und Präsentation von Leitgeschiebezählungen nach der Circle-Map-Methode. - Archiv für Geschiebekunde 2 (8): 597-600. Hamburg. H aná č ek M. (2008): Valounové analýzy glacifluviálních sedimentů na lokalitě Stará kaolínová jáma u Vidnavy na Jesenicku. – Čas. Slez. Muz. Opava (A), 57: 222-236. H ej tma n B. (1939): Bludné balvany v Opavském Slezsku. – Čas. Vlasten. mus. Spol. v Olomouci, 52 (195196): 149-155. H es e ma nn J . (1935): Neue Ergebnisse der Geschiebeforschung im norddeutschen Diluvium (kristalline Geschiebe) – Geol. Rdsch., 26 (3): 186-198. Stuttgart. – (1975): Kristalline Geschiebe der nordischen Vereisungen, 267 pp. - Krefeld. Cháb J., Čurd a J. , Ko čandr le J., Manov á M. , Nýv lt D ., P ecin a V. , Skác e lov á D ., V eč eř a J., Ž á ček V. (2004): Základní geologická mapa České republiky 1 : 25 000 list 14-224 Jeseník s Vysvětlivkami. - Česká geologická služba. Praha. Kop ečný V. & P ek I. (1974): Petrografické složení souvkových hlin na Vidnavsku a Osoblažsku. - Acta Univ. Palackianae Olomuc., Fac. Rer. Nat., 46: 25-50. Praha. Krou tilík V . (1961): Nové poznatky o kontinentálním zalednění Osoblažska. - Přírodověd. Čas. slez., 22: 437445. Opava. – (1962): Zpráva o výzkumu uloženin kontinentálního zalednění u Osoblahy. - Přírodověd. Čas. slez., 23: 365366. Opava. Kun ský J . (1955): Příspěvek ke geomorfologii Opavska. - Přírodověd. Sbor. Ostrav. Kraje, 16 (3): 341-351. Opava. L ar sen N . K. & P io trow sk i J. A. (2003): Fabric pattern in a basal till succession and its significance for reconstructing subglacial processes. - J. Sed. Res., 75 (5): 725-734. L aw son D . E . (1979): A comparison of the pebble orientations in ice and deposits of the Matanuska Glacier, Alasaka. - J. Geol., 87: 629-645. Lü ttig G. (1958): Methodische Fragen der Geschiebeforschung. - Geol. Jb. (Hannover), 75: 361-418.

205

Ma coun J., Š ibr av aV., T yrá č ek J ., Kn eb lová -Vod ičková V. (1965): Kvartér Ostravska a Moravské brány, 419 pp., Ústřední ústav geologický, Praha. Ma rks L. (2005): Pleistocene glacial limits in the territory of Poland. - Przegl. geol., 53 (10/2): 988-993. Warszawa. Monc r ief f A. C. M. (1989): Classification of poorly-sorted sedimentary rocks. - Sed. Geol., 65: 191-194. Nýv lt D. (2003): Statistika vůdčích nordických souvků z mníšeckých glacifluviálních písků a štěrků. - Zpr. geol. Výzk. (2002): 93-97. Praha. O tava J. (1992): Geologická mapa ČR 1:50 000. List 15-11 Zlaté Hory. - Český geologický ústav. Praha. P er ečkov á N. (in litt.): Geneze a morfometrie oblíkových forem reliéfu v osoblažském výběžku. (Bakalářská práce). Přírodovědecká fakulta Masarykovy univerzity, 2008, 42 + 18. Brno. – (2008b): Roches moutonnées in the Osoblaha region. – GeoScape, 1 (3): 9-14. Ústí nad Labem. Poub a Z ., Dvoř ák J ., Ku žvar t M. , Mís ař Z ., Mu silov á L ., P rosov á M., Röh ich P ., Sk á ce l J., Un ze itig M. (1962): Vysvětlivky k přehledné geologické mapě ČSSR 1 : 200 000, list M - 33 - XVIII Jeseník, 178 pp., Ústřední ústav geologický, Praha. Pow er s M. C. (1953): A new roundness scale for sedimentary particles. - J. Sed. Petrol., 23, 117-119. P rosov á M. (1981): Oscilační zóna kontinentálního ledovce. Jesenická oblast. - Acta Univ. Carol., Geol., 3: 265-294. Praha. Růž ičk a M. (1995): Genesis and petrography of glacial deposits in the Czech Republic. In Ehlers J., Kozarski S., Gibbard P. (eds.): Glacial deposits in North-East Europe, pp. 407-420, A.A. Balkema, Rotterdam. Růž ičkov á E ., Rů ž ičk a M. , Ze ma n A. , K ad lec J. (2003): Kvartérní klastické sedimenty České republiky. Struktury a textury hlavních genetických typů, 92 pp., Česká geologická služba, Praha. S chu lz W . (2003): Geologischer Führeh für den norddeutschen Geschiebesammler, 507 pp., cw Verlagsgruppe, Schwerin. S ikorov á J., V íšek J. , Nýv lt D. (2006): Texture and petrography of glacial deposits in the northern foothill of the Hrubý Jeseník and Rychlebské Mts., Czechia. - Geol. Quart., 50 (3): 345-352. Warszawa. S me d P. (1993): Indicator studies: a critical review and a new data-presentation method. – Bulletin of the Geological Society of Denmark, 40: 332-344. Copenhagen. S me d P. & Eh ler s J. (2002): Steine aus dem Norden. Geschiebe als Zeugen der Eiszeit in Norddeutschland, 194 pp., Gebrüder Borntraeger Verlagsbuchhandlung, Berlin, Stuttgart, 2. Auflage. Š imíč e k D. (in litt.): Studium sedimentů kontinentálního zalednění vybraných lokalit Osoblažska. (Diplomová práce). Přírodovědecká fakulta Masarykovy univerzity, 2008, 91 + 28 pp., Brno. – (2009): Studium sedimentů kontinentálního zalednění v Bohušovské pískovně na Osoblažsku. – Geol. Výzk. Mor. Slez., Brno 2009: 31-36. Z and s tra J. G. (1999): Platenatlas van noordelijke kristallijne gidsgesteenten, 412 pp., Backhuys Publishers, Leiden. Z ap le ta l L. (1966): Geomorfologie Osoblažské pahorkatiny. - Acta Univ. Palackianae Olomuc., Fac. Rer. Nat., Geogr.-Geol., 7: 13-188. Praha. Summary The sandpit in Jindřichov lies in the Jindřichov hilly land, in the NW of the Osoblaha Spur, at the altitude of 385 m a.s.l. The cleaned section of the mostly vegetated exposures revealed the succession of subglacial glacigenic and glaciofluvial sediments covered by loess loam. The succession, which base was not discovered, is composed from the bottom towards the top by min. 75 cm of lodgement till affected by melt-out processes, ~40 cm of glaciofluvial sand, <50 cm of subglacial melt-out till, <90 cm of subglacial melt-out till being reworked by gelifluction and partly cryoturbated in its upper part and is topped by mottled loess loam. The studied site lies in the southern part of the area covered by mid Pleistocene ice sheet. Sedimentary petrological studies of lodgement and undeformed subglacial melt-out till brought several interesting results. Subglacial tills are extremely rich in gravel fraction. The share of gravel fraction in lodgement till is ~46 wt.%. The lower part of subglacial melt-out till, described as sandy diamicton, contains ~43 wt.% of gravel; its upper part, intermediate diamicton, contains ~33 wt.% of gravel fraction. Both till may therefore be described as gravely. These shares are the highest known from subglacial tills studied in the territory of the Czech Republic. The average gravel share in subglacial tills from Osoblaha, Jeseník, Ostrava and northern Bohemian regions lies mostly in the range of 1–4%; however their shares may rise in places, where the ice sheet have overridden more articulated relief (Růžička 1995, Růžičková et al. 2003). This is also true for the Jindřichov site; where local landscape morphology and adjoining lithological units caused higher gravel shares. The ice sheet moved over the rugged hilly landscape made of fragile Culmian sediments (slates, silty-clayey laminites, greywacke) and assimilated large volumes of coarse detritus into basal ice layers. Clast petrological composition in the 16–64 mm fraction does not show any important differences in petrology and provenance between lodgement till and subglacial melt-out till. Local Culmian clasts (especially slates, laminites and greywacke) predominate (~60–66%) in both tills. The second most common are quartz clasts (~17–21%); they seems to originate from older sediments in southern Poland and from crystalline units of Jeseník region, with only a small amount being of Nordic origin. Near clasts (crystalline rocks from Jeseník region, 206

Cretaceous sediments from the territory of Poland and Sudetian porphyry) represent ~9,5–12%; Nordic clasts only ~5,5–6%. However, subglacial melt-out till is significantly enriched in subrounded quartz clasts, which form ~50% of all quartz clast in the 16–64 mm fraction, whereas the share of subangular quartz clasts is only ~33%. These shares between subrounded and subangular clasts are exactly opposite in lodgement till. Therefore, we assume that a number of quartz clasts in subglacial melt-out till may originate from fluvial sediments deposited in the area of Poland in northern foothill of the Hrubý Jeseník and Rychlebské Mts. and may therefore be of slightly distant provenance. This is also supported by rather higher share of the rocks from the territory of Poland in subglacial melt-out till than in lodgement till. However, their composition is rather similar and their genetic relationship is supposed. Only the amount of water influencing the depositional process in the subglacial zone changed throughout the sedimentation of individual tills. The ice sheet penetrated into the Osoblaha Spur from NNW, which is supported by the composition of the clast originating in the crystalline unit of the Jeseník region. Prevailing are rocks from the eastern part of that area (mainly Vrbno group quartzite), whereas the share of the crystalline rocks from NW Jeseník region (main range of the Rychlebské Mts. and Žulová massif) is only accessory. Fabrics of elongated clasts in tills show their genetic relationship and high S1 eigenvalues a strong influence of melt-out processes for the sedimentation in the subglacial zone of the ice sheet. According to preferred clast orientation the ice sheet moved towards the SW at the site. Continental glacier proceeded from the N (Otava 1992) to the northern forefield of Jindřichov and within the valley of the Petrovický Brook, where lies the studied site, changed its direction towards the SW and filled partly the valley. The spectrum of Nordic indicators in the lodgement till is characterized by a significant predominance of Eastern Fennoscandian rocks (~53 %) over the Southern Swedish rocks (~24,5 %) and the rocks from Dalarna (~22,5 %). The TGZ value is φ = 59.9° and λ = 17.4°. The group of Eastern Fennoscandian erratics is composed mainly by Åland rapakivi granite, less by the rapakivi rocks from Rödö and SW Finland, Red Baltic Quartz porphyry and Quartz porphyry from the Gulf of Bothnia. A suite of Småland granites, accompanied by rather rare Filipstad granite and by the rocks from Blekinge, represents the South Swedish group. The Dalarna suite is typified by common porphyry types (Bredvad, Oxåsen), ignimbrites, but also by less common Kallberget porphyry. Surprising is the absence of Grönklitt porphyrite, which is a very common representative of the Dalarna rock suite. Also Dalarna granites (especially Garberg granite) and Digerberg sandstone are present in significant shares. The spectrum of Nordic indicators corresponds to other Elsterian tills in the territory of the Odra lobe of the ice sheet. The Nordic indicators analysis therefore shows that the Jindřichov area was glaciated during one of the Elsterian glaciations (Elsterian I or II). This research was partly financed by the R & D research project “Palaeogeographical, palaeoclimatological and geochronological reconstruction of the continental glaciation in Czechia”, which was undertaken by the Czech Geological Survey in 2005–2007.

Adresy autorů: Martin H anáč ek , Slezské zemské muzeum, Oddělení přírodních věd, Masarykova třída 35, CZ -746 01 Opava, e-mail: [email protected] Daniel Nýv lt, Česká geologická služba – pobočka Brno, Leitnerova 22, CZ – 658 69 Brno, e-mail: [email protected]

207

Přílohy

Obr. 1. Poloha pískovny u Jindřichova. Šedě – kontinentální ledovec, bíle – nezaledněná oblast. Upraveno podle Sikorové et al. (2006). Fig. 1. Jindřichov sandpit location. Grey – continental glacier, white – non-glaciated area. Adopted from Sikorová et al. (2006).

Obr. 2. Studovaný profil v pískovně u Jindřichova. Očíslování členů se vztahuje k popisu a interpretaci profilu v textu. Foto L. Jarošová, 2006. Fig. 2. Studied section at Jindřichov sandpit. Numbering follows the description and interpretation in the text. Photo by L. Jarošová, 2006. 208

Obr. 3. Detail štěrkovitého lodgement tillu (2. členu vrstevního sledu). Fig. 3. Detailed view of lodgement till (2nd member). Obr. 4. Subglaciální glacifluviální písky se zvlněným paralelním zvrstvením, v nejvyšší části setu s čeřinovým zvrstvením (3. člen vrstevního sledu), mocnost setu 40 cm. Fig. 4. Subglacial glaciofluvial sand with wavy parallel bedding, in the uppermost part being ripple-cross bedded (3rd member), the thickness of the unit is 40 cm. Obr. 5. Svrchní část studovaného profilu. V nadloží subglaciálních glacifluviálních písků (3. členu) leží subglaciální melt-out till (4. člen), nad ním gelifluovaný subglaciální melt-out till (5. člen) a pak kryoturbovaný a gelifluovaný subglaciální melt-out till (6. člen). Vrstevní sled zakončuje sprašová hlína z posledního glaciálu (7. člen). Fig. 5. Upper part of the studied section. Subglacial melt-out till (4th member) covers subglacial glaciofluvial sand (3rd member). I t is followed by geliflucted subglacial melt-out till (5th member) and cryoturbated and geliflucted subglacial melt-out till (6th member). The succession is topped by the last glacial loess loams (7th member).

Obr. 6. Valounová analýza frakce 16–64 mm z lodgement tillu (2. členu vrstevního sledu). Počty klastů: celkem 603, lokální 398, křemen 104, blízké 58, nordické 34, neurčitelné 9. Fig. 6. Clast lithological analysis of the 16–64 mm from lodgement till (2nd member). Number of clast: 603 total; 398 local clasts; 104 quartz clasts; 58 near clasts; 34 Nordic clasts; 9 indeterminable clasts.

210

Obr. 7. Valounová analýza frakce 16–64 mm ze subglaciálního melt-out tillu (4. členu vrstevního sledu). Počty klastů: celkem 645, lokální 386, křemen 134, blízké 78, nordické 39, neurčitelné 8. Fig. 7. Clast lithological analysis of the 16–64 mm from subglacial melt-out till (4th member). Number of clast: 645 total; 386 local clasts; 134 quartz clasts; 78 near clasts; 39 Nordic clasts; 8 indeterminable clasts.

211

Obr. 8. Zaoblení klastů křemene v lodgement tillu (vlevo) a subglaciálním melt-out tillu (vpravo); va – velmi angulární, an – angulární, sban – subangulární, sbov – suboválný, ov – oválný, dov – dokonale oválný. Fig. 8. Quartz clasts roundness in lodgement till (left) and subglacial melt-out till (right); va – very angular, an – angular, sban – subangular, sbov – subrounded, ov – rounded, dov – well-rounded.

Obr. 9. Zdrojové oblasti vůdčích nordických souvků z lodgement tillu (2. členu vrstevního sledu). Velikost kruhových diagramů odpovídá velikosti podílu jednotlivých vůdčích typů na společenstvu. Fig. 9. Source areas of Nordic indicators from lodgement till (2nd member). Circle’s size reflects the share of individual indicators within the indicators spectrum. 212

Obr. 10. Růžicové diagramy orientace protáhlých klastů v lodgement tillu (Jin2), subglaciálním melt-out tillu (Jin4) a geliflukčně resedimentovaném melt-out tillu (Jin5). Fig. 10. Rose diagrams of orientations of elongated clasts in lodgement till (Jin2), subglacial melt-out till (Jin4) and geliflucted melt-out till (Jin5).

Obr. 11. Trojúhelníkový diagram typu orientace klastů ve studovaných tillech. Pro srovnání jsou vyneseny převažující hodnoty pro lodgement tilly (světle šedou) a subglaciální melt-out tilly (tmavě šedá). Data převzata z prací Lawsona (1979), Dowdeswella a Sharpa (1986), Benna (1994) a Bennetta et al. (1999). Fig. 11. Ternary diagram of clast fabric shapes in the studied tills. Prevailing values for lodgement tills (light grey) and melt-out tills (dark grey) are showed for comparison. Data from Lawson (1979), Dowdeswell & Sharp (1986), Benn (1994) and Bennett et al. (1999).

213

Obr. 12. Kontinentální zalednění sz. okraje Osoblažského výběžku. Čárkovaná linie – státní hranice ČR a Polska, šedě – kontinentální ledovec (podle Otavy 1992), bíle – nezaledněná oblast, p – jindřichovská pískovna, bezbarvé šipky – předpokládané směry postupu ledovce podle Otavy (1992) a podle M. Hanáčka a D. Nývlta, černá šipka – směr postupu ledovce podle orientace klastů v tillech jindřichovské pískovny. Vrstevnice po 50 metrech. Fig. 12. Continental glaciation of the NW part of the Osoblaha Spur. Dashed line – state boundary between Czechia and Poland; grey – continental glacier (according to Otava, 1992); white – non-glaciated area; p – Jidřichov sandpit; non-filled arrows – presumed directions of glacier advance according to Otava (1992) and Hanáček & Nývlt (this study); black arrow – glacier advance direction according to the clast fabrics in subglacial tills in the Jindřichov sandpit. Contour interval 50m.

214