Terciérní uhlonosné relikty ve Slezsku

Terciérní uhlonosné relikty ve Slezsku

Ve Slezsku se vyskytuje několik vesměs malých ložisek hnědého uhlí. Těžené a dosud netěžená ložiska známe z okolí obcí Uhelná u Javorníku a Dolních Životic u Opavy. Pouze dvěma vrty byla zastižena hnědouhelná sloj mezi obcemi Bernartice a Uhelná. Z vrtů v okolí Slezských Pavlovic je známa až 3 m mocná sloj tvořená vesměs slabě prouhelněným xylitem. Tenké sloje voskového uhlí byly podle Hubáčka et al. (1962) zjištěny také u Svinova a Kunčic.

Uhlonosné relikty v okolí obce Uhelná ve Slezsku Neogenní sedimenty v okolí Uhelné u Javorníku ve Slezsku jsou zpravidla považovány za součást velké subsudetské hnědouhelné pánve mezi Ząbkowicemi, Ochmutovem a Nysou Kłodzkou. Do České republiky zasahují malým výběžkem o rozloze cca 50 km2. Vyplňují zde patrně tektonicky omezené území trojúhelníkového tvaru, které se od obce Vlčice na J rozevírá přibližně k SZ. Na okraji subsudetské pánve vystupuje několik hnědouhelných ložisek např. u Ząbkowic a Glucholazů v Polsku a u Uhelné. Při ověřování event. radioaktivity miocenních klastik byl zjištěn výskyt uhlonosných depozit také mezi Javorníkem a Bernarticemi (Prachař 1971). Ložisko Uhelná ve Slezsku. Miocenní kontinentální sedimenty vyplňují nevelkou depresi omezenou na JZ sudetským okrajovým zlomem proti krystaliniku Rychlebských hor. Také její sv. hranice s masivem Žulové je patrně tektonická. Od sousedního reliktu miocénu u Javorníku je oddělena na S hřbetem krystalinika a pouze několik metrů mocnou polohou neogénu. Součástí této deprese je ložisko hnědého uhlí u Uhelné. Jeho podloží tvoří hluboce zvětralé metamorfity, které se podle Frejkové (1968) podobají svrchnímu oddílu série Branné. Jedná se o grafitické vápence, břidlice a fylity. U Uhelné tvoří jen tenkou slupku pláště žulovského masivu (obr. 55). Miocenní klastika jsou téměř na celém území zakryta až 8 m mocným komplexem kvartérních svahových hlín, fluviálními a glacifluviálními písky, štěrky a jíly s úlomky až balvany efuziv, různých typů metamorfik – např. kvarcitů, svorů, rul a červené skandinávské žuly.

Přehled dosavadních výzkumů Vzhledem k malému rozsahu a významu hnědouhelného ložiska u Uhelné nenacházíme ve starší literatuře o této lokalitě mnoho publikovaných údajů. Většina autorů se až do poloviny čtyři-

Te rciérní uhlonosné relikty ve S l ezsku

Obr. 55. Geologická mapa okolí Uhelné ve Slezsku. Prachař (1971), upraveno. 1 – miocenní sedimenty ověřené vrty v podloží pliocénu, 2 – předpokládaný rozsah slojí zastižených vrty U-49 a U-58, 3, 4 nezakryté krystalinikum: 3 – nečleněné krystalinikum orlicko-kladské jednotky a silezika, 4 – žulovský pluton, 5–9 krystalinikm zakryté neogenními a pleistocenními klastiky: 5 – žulovský pluton, 6 – silně zvětralá jílovitá břidlice, 7 – místy grafitické fylity, 8 – krystalické vápence, 9 – ruly orlicko-kladské jednotky, 10 – rozhraní mezi odkrytou a zakrytou částí žulovského plutonu, 11 – předpokládaný průběh významného zlomu, 12 – předpokládaný průběh zlomu místního významu, 13 – lokalizace vrtů, který zastihl uhelné sloje mimo ložisko Uhelná, 14 – lokalizace býv. povrchového Dolu Antonín Pelnář.

| 285 |

| 286 |

Terciérní pánve a ložisk a hnědého uhlí České republiky

cátých let minulého století zabývala většinou stářím ložiska, které řadili vesměs do svrchního miocénu (např. R. Michael, K. Patteisky – J. Folprecht, F. Kiegler a další). Teprve po 2. světové válce, v době zvýšeného zájmu o energetické a další suroviny, proběhlo u Uhelné několik etap ložiskového průzkumu s cílem ověřit kvalitu dobývané sloje, zpřesnit a pokud možno rozšířit její zásoby (Suchopa 1953, Zvára – Zeman 1954). Hledala se i možnost využívání terciérních žáruvzdorných jílů (např. Raus 1990), neúspěšně se zkoumala radioaktivita zdejších klastik (Prachař 1971, Obr 1975). Této akci předcházel geofyzikální výzkum metodou vertikálního elektrického sondování (VES). Širší geologická veřejnost byla s výsledky geologického průzkumu seznamována pouze sporadicky (Mazancová 1958, 1962; Konzalová 1980; Ondra 1967; Frejková 1968). Krátkou zmínku o tomto ložisku najdeme např. u Havleny (1964). V poslední době stručně popsala toto ložisko a historii jeho objevu a těžby Cholevová (2006).

Neogenní sedimenty Neogenní uhlonosné sedimenty o mocnosti až 70 m vyplňují podle Frejkové (1968) nevelké území jv. od obce Uhelná. Jedná se o petrograficky poměrně pestrý komplex klastik. Zatímco uprostřed tohoto terciérního reliktu se naspodu ukládaly převážně jíly a prachy, bazální klastika na SV tvoří vesměs štěrky a sutě. Na východě a J reliktu se na bázi střídají zelené a červené jíly s vložkami písku s příměsí jemnozrnného křemenného štěrku s drobnými úlomky zvětralých metamorfik. Hlavní výplň uhlonosného reliktu u Uhelné tvoří nejprve tmavošedé jíly (naspodu s konkrecemi pyritu) s vložkami hnědých jílů a písků s příměsí křemenného štěrku. Směrem do nadloží příměs FeS2 mizí a jíly obsahují ploché čočky až několik metrů mocných žáruvzdorných jílů. Celková mocnost tohoto komplexu dosahuje uprostřed pánve až 39 m. Směrem k okrajům se mocnost pelitů snižuje. Přibývají v nich písčité vložky a štěrky s drobnými úlomky zvětralých metamorfovaných hornin. Na svrchu leží světle šedé jíly, které na J a V obsahují polohy křemenných štěrků a ne příliš rozsáhlé čočky kaolinických písků se štěrčíkem. V centrální části tohoto reliktu se vyskytují i vložky žáruvzdorných jílů. Jejich svrchní část je zde nahrazena až 11 m mocnou subhorizontálně uloženou čočkou hnědouhelné sloje o rozloze asi 500 × 250 m, protaženou ve směru V-Z. Nadloží sloje při okrajích tvoří tenká poloha světle šedých jílů. Na jihovýchodě nahrazuje svrchní část světle šedých jílů výplavový kužel tvořený poměrně hrubými štěrky a sutí. Jeho depozita pronikla až do středu ložiska a překryla větší část sloje. Vložky štěrků tvoří místy i její proplástky (obr. 56). Po skončení uhlotvorby došlo vlivem pohybu ledovce ke zbrázdění povrchu sloje. Vytvořily se v ní různě dlouhé rýhy vyplněné klastickým materiálem a zatekliny, což jsou patrně klastické žíly, s pyritovými konkrecemi až 10 cm velkými. Obdobný kužel se vytvořil i na J tohoto reliktu (Frejková 1968). Zvára a Zeman (1954) zde zjistili erozi celé mocnosti sloje. PALEOGEOGRAFIE

Většina autorů se shoduje na tom, že terciérní klastika u Uhelné se ukládala v prostředí zpočátku patrně špatně větraného jezera, jak dokládá zvýšená příměs pyritu. Jeho rozsah se nejspíše příliš nelišil od plochy, kterou dnes neogenní depozita vyplňují, což dokládá příměs hrubých klastik při okrajích reliktu. Poměrně rychlý přechod hrubých depozit do pelitů a vznik uhelné sloje svědčí o nevelké výšce snosných území.


Obr. 56. Geologické řezy ložiskem hnědého uhlí u obce Uhelná ve Slezsku. Zvára – Zeman (1954), upraveno. Horní řez: 1 – kvartér: štěrk (till), 2–4 terciér: 2 – písek, 3 – jíl, 4 – uhlí. Dolní řez: 1, 2 – kvartér: 1 – navážka, 2 – štěrk (till), 3–5 miocén: 3 – písek, 4 – jíl, 5 – uhlí, 6 – vytěženo lomem. PALEONTOLOGIE

Vzhledem k tomu, že otisky listů a semen byly velmi špatně zachované, studoval Fietz (1926) pouze dřeva z Uhelné. Náležela jehličnanům ze skupiny Taxodieae-Cupressineae a Abietineae. Mikropaleobotanický výzkum této lokality pochází od Mazancové (např. 1962), která považovala zdejší uhelnou sloj za spodnomiocenní až střednomiocenní, vzhledem k výskytu např. spor Corrugatisporites solidus a Monocolpopollenites areolatus. U Uhelné a dále ve spodní části vrtu Z-1 (Vidnava) byla Konzalovou (1979) nalezena palynomorfa pravděpodobně starší než karpat-baden. Z teplomilných prvků byli pravidelně zjištěni zástupci čeledi a rodů Palmae, Lygodium, Engelhardtia, Castanea. Z arktoterciérních prvků se vyskytovaly rody Carya, Pterocarya, Betula, Carpinus, Corylus. Hojně se vyskytovaly i jehličiny rodů Pinus, Cedrus, Picea, Keteleeria. V profilech byly zachyceny zejména prvky různých facií bažinného porostu (čeledi Myricaceae a Taxodiaceae a rody Nyssa, Cyrilla, Alnus).

Strukturně tektonický vývoj Neogenní relikt u Uhelné je na JZ omezen zlomem sz.-jv. směru a na JV zlomem směru SSV-JJZ. Oba zlomy byly patrně aktivní v době hromadění organické hmoty, která dala vznik hnědouhelné sloji. Podle Prachaře (1971) je tento relikt ještě postižen zlomy jednak víceméně paralelními se sudetským okrajovým zlomem a zlomy k nim kolmými.

Hydrogeologie Komplexní hydrogeologický výzkum reliktu u Uhelné nebyl nikdy prováděn, vzhledem k tomu, že veškeré vrty byly hloubeny s hlinitým výplachem. U vrtu U-57 byl zjištěn asi 15 cm vysoký přetok jeho ohlubně (viz ložisko uhlí v sz. okolí obce Bernartice).

| 287 |

| 288 |


Nerostné suroviny Kromě slabě prouhelněného hnědého uhlí se v Uhelné těžila nepříliš kvalitní surovina na výrobu cihel. Poslední pokus se v roce 1948 nezdařil (Cholevová 2006). Jsou známy i výskyty poloh žáruvzdorných jílů (CD-NS tabulka 12, CD-NS příloha 10), o nichž se též uvažovalo jako o možné surovině na výrobu šamotu. Mezi obcemi Uhelná a Dolní Fořt u Bernartic bylo v neogénu ověřeno poměrně rozsáhlé ložisko kameninových jílů (Raus 1990). Vzhledem k tomu, že hnědouhelná sloj je vedle humusového uhlí, ve kterém výrazně převládají xylity (lokálně nazývané prkénkové uhlí), tvořena i četnými polohami uhlí voskopryskyřičného, byly dělány i poměrně úspěšné pokusy na získání extraktu montánního vosku (Stingl 1948 in Zvára – Zeman 1954).

Uhlí OBJEV UHLÍ A STRUČNÁ HISTORIE TĚŽBY Ložisko u Uhelné (dříve Sörgsdorf, resp. Sergsdorf) bylo objeveno v roce 1859. O tři roky později zde byly propůjčeny tři dvojité důlní míry pod označením Fridrich Zeche. Podle Meliona (1901) se v roce 1865 dobývalo lomem, pak se na krátkou dobu přešlo na těžbu hlubinnou, ale vzhledem k mocnosti nadloží pouhých několik málo metrů, jeho nesoudržnosti a k velkým přítokům vody se začalo opět s povrchovou těžbou. Dobývala se vesměs vrchní část sloje. Tento autor uvádí, že v době přípravy jeho textu se těžila 1–8 m mocná sloj. Denně se vytěžily 2 t kusového uhlí a stejné množství drobného uhlí, které se spotřebovávalo v místní cihelně a hospodářství. Vzhledem k tomu, že během 2. světové války bylo toto území součástí Německa, byla veškerá dokumentace o ložisku odvezena do Wroclawi, kde zřejmě shořela. Proto se o těžbě uhlí u Uhelné v 19. a v části 20. století zachovalo poměrně velmi málo dokladů. Zatímco zpočátku se exploatovalo méně než 1000 t uhlí ročně, v roce 1874 přesáhla hmotnost vydobytého uhlí 2000 t. Od té doby zřejmě s řadou výkyvů klesala až do roku 1950, kdy se patrně vytěžilo pouhých 70 t (tabulka 54). Technické vybavení lomu bylo primitivní. Ještě ve výše zmíněném roce se uhlí třídilo na kusové a drobné vidlemi. Značným pokrokem bylo využití korečkového rýpadla od roku 1950 a později lžícového rýpadla k odklízení skrývky (příloha XVIII-1). V tomto roce byl Důl Bedřich také přejmenován na Důl Antonín Pelnář. Nasazením lžícového rýpadla po roce 1950 na nakládání uhlí se zvýšila těžba uhlí kolem roku 1952 až na 22 000 t. Důl v Uhelné po roce 1945 několikrát změnil majitele. Do roku 1950 jej vlastnily Ostravskokarvinské kamenouhelné doly. V letech 1950–1952 patřil důl Východočeským uhelným dolům Trutnov. V roce 1952, kdy ho převzaly České lignitové závody Mydlovary, činily dobyvatelné zásoby pouhých cca 24 tisíc t. Dalších 163 000 t byly zásoby nedobyvatelné nebo nebilanční (Cholevová 2006). Exploatace povrchového Dolu Antonín Pelnář skončila 31. prosince 1957.

Tabulka 54. Hmotnost vytěženého uhlí v Dolu Bedřich (od roku 1950 Antonín Pelnář) u Uhelné ve Slezsku ve vybraných letech 2. poloviny 19. a ve 20. století. Gába (1987), upraveno a doplněno. Rok

1862

1873

1874

1878

1895

1904

1919

1929

1930

1950

1952

tuny

200

700

2 100

1 000

583

858

3 000

846

746

70?

22 000

PROZKOUMANOST A METODY PRŮZKUMU

Na ložisku Uhelná proběhlo několik etap průzkumu ve snaze ověřit a pokud možno i navýšit jeho zásoby. V letech 1947–1948 bylo přímo v lomu a v jeho nejbližším


| 289 |

okolí vyhloubeno 22 ručních vrtů 8–25 m, maximálně 39,9 m hlubokých. V roce 1949 a 1950 bylo vrtáno rotační soupravou Trauzl-SB 2 sedmnáct vrtů v širším okolí ložiska. V žádném z těchto vrtů, které měly vymezit rozsah ložiska žáruvzdorných jílů, nebyl zjištěn ani ekvivalent sloje, i když dosahovaly hloubky až 127,2 m. V roce 1952 bylo vyhloubeno dalších 95 vrtů 12–18 m hlubokých, jejichž účelem bylo jednak ohraničení ložiska, jednak ověření variabilní mocnosti sloje. Prokázalo se, že přibližně známý rozsah ložiska se žádným směrem nepodařilo rozšířit (Suchopa 1953). CHEMICKO-TECHNOLOGICKÉ PARAMETRY A PETROGRAFIE UHLÍ

Vzhledem k tomu, že povrchový Důl Antonín Pelnář byl uzavřen již před půl stoletím, byly pro nové výzkumy k dispozici pouze vzorky základních typů uhlí zachované ve sbírkách Vysoké školy báňské – Technické univerzity v Ostravě. Výsledky nově zjišťovaného množství stopových prvků v uhlí a našich uhelně petrografických a technologických analýz (tabulka 55 a 56) jsme doplnili zjištěními Dopity (in Zvára – Zeman

1

2 Příloha XVIII. Uhelná ve Slezsku. 1. Stěna Dolu Antonín Pelnář v Uhelné ve Slezsku. V úrovni bagru uhelná sloj s kaolinickými jíly v nadloží. Foto z roku 1955 T. Krůťa (1973). 2. Vodní rekultivace býv. Dolu Antonín Pelnář jz. od obce Uhelná ve Slezsku. www.rychleby.cz

| 290 |


Tabulka 55. Uhelně petrologická a technologická charakteristika uhlí sloje býv. lomu Antonín Pelnář u Uhelné ve Slezsku. Podle údajů Dopity (1954), Zváry a Zemana (1954), Havleny (1964), Obra (1975) a Sýkorové et al. (2007) sestavila I. Sýkorová, originál. XDU – xylodetritické uhlí, DU – detritické uhlí, DXU – detriticko-xylitické uhlí, LU – liptobiolitové uhlí, SJc – sapropelový jílovec. Lom Lom Bedřich

Hlavní typy uhlí XDU, DU, DXU, LU, SJc

Wtr (%)

Ad (%)

S td (%)

Qsdaf (%)

Cdaf (%)

Hdaf (%)

Ro (%)

Huminit (obj.%)

Liptinit (obj.%)

Inertinit (obj.%)

30– 52

3,7– 69,6

0,4– 4,8

24,4– 57,9– 32,1 76,7

4,4– 8,0

0,25– 0,34

2,0–83,9 ulminit, denzinit, textinit, korpohuminit

4,5–76,5 liptodetrinit, rezinit, sporinit, bituminit

0,8–7,7 fuzinit, funginit, inertodetrinit

Minerální látky (obj.%) 2,5–64,3 kaolinit, křemen, pyrit, sádrovec

1954) a Havleny (1964). První jmenovaní autoři ověřili na ložisku Uhelná přítomnost pyropissitového uhlí s průměrným obsahem voskopryskyřičného extraktu 5,9 % (max. 10,5 %). Analyzované vzorky (bez bližší lokalizace) vykazovaly následující hodnoty: voda celková (Wt) 30,8–37,0 %, popel v původním vzorku (Ar) 4,11–12,73 %, výhřevnost v původním vzorku (Qi r) 3840–4320 kcal . kg–1 (tj. 16,08–18,09 MJ . kg–1), síra celková (St) 0,67–1,59 %. Petrografické a mineralogické složení. Nově provedeným výzkumem byly ve sloji makroskopicky rozlišeny polohy hnědých xylitů až fosilních dřev (příloha XIX-1), tmavě hnědého humitového detritického uhlí (příloha XIX-2) a světle hnědých až hnědých pásků a samostatných poloh popelovinového liptobiolitu (obr. 57), resp. pyropissitu s proměnlivým obsahem liptinitu, minerálních a xylitických příměsí (příloha XIX-3). Střídání světle hnědých poloh liptobiolitu s tmavým liptobiolitem a humitem xylitického a xylodetritického charakteru souvisí s rozdílnými podmínkami vzniku uhelné sloje. Na základě petrologického složení a stupně zgelovatění rostlinných pletiv lze předpokládat, že tmavé xylodetritické až xylitické polohy vznikaly ve vlhkém prostředí zalesněného rašeliniště až lesních porostů za částečného přístupu vzduchu. Naproti tomu světle hnědé polohy liptobiolitu jsou produktem nahromadění rezistentních voskopryskyřičných a lipoidních látek při intenzivním aerobním rozkladu rostlinného materiálu (Taylor et al. 1998). Jemnozrnný charakter liptobiolitu a nízký obsah popelovin nevylučuje ani teorii separace organických složek ve vodním prostředí (Potonié 1920), pro které je typický výskyt alginitu (Teichmüller 1989). Z dosud známých údajů (Dopita in Zvára – Zeman 1954) vyplývá, že hlavním typem uhlí ve sloji byly liptobiolity, které jsou z mikroskopického hlediska tvořeny vysokým obsahem liptinitu (38,6–76,5 obj. %). Základní pojivovou hmotou liptobiolitu je liptodetrinit (13,3–61,4 obj. %) s bituminitem (0,4–5,5 obj. %) a s jemně dispergovanou příměsí jílových minerálů (5,1–10,3 obj. %), ve kterém jsou rozptýleny rezinit (1,6–11,7 obj. %), sporinit (3,1–10,6 obj. %), úlomky částečně humifikovaných (9,5–20,1 obj. %) a fuzitizovaných pletiv (2,1–6,2 obj. %), jak dokládají přílohy XIX-4 a 5. V souladu s Dopitou in Zvára – Zeman (1954) se kromě fuzinitu a inertodetrinitu vyskytoval také sklerotinit, resp. funginit (příloha XIX-6) ve smyslu nové klasifikace inertinitu (sine 2001) a makrinit v množství do 3 obj. %. Z macerálů skupiny liptinitu jsme v malém množství zjistili kutinit, suberinit, fluorinit a alginit. Z macerálů skupiny huminitu (Sýkorová et al. 2005) byl kromě ulminitu, jehož tmavší forma A se světel-


nou odrazností menší než 0,20 % Rr je v liptobiolitu častější, identifikován korpohuminit a vzácně zgelovatělý denzinit. Korpohuminit byl námi pozorován pouze ve formě flobafinitu vyplňujícího buněčné prostory pletiv textinitu a ulminitu. Vysoký obsah liptinitu (31,2 obj. %) byl také zjištěn v tmavém sedimentu ze spodní části sloje. Základ detritické hmoty tvoří směs jílových minerálů s liptodetrinitem (13,3 obj. %), bituminitem (5,5 obj. %), částečně rozloženým alginitem (6,6 obj. %) s příměsí částečně rozložených a fuzitizovaných pletiv ve formě textinitu, ulminitu, fuzinitu a inertodetrinitu a akcesorických minerálů. V xylodetritickém uhlí kolísají obsahy liptinitu od 10 do 13 obj. %, inertinitu od 3 do 5 obj. %, obsahy huminitu od 70 do 84 obj. % a minerálních látek od 5,0 do 15,2 obj. %. Z huminitu převládají zgelovatělé macerály denzinit s příměsí sporinitu, rezinitu, inertodetrinitu a funginitu (příloha XIX-7) a ulminit (příloha XIX-8). Vysoké obsahy textinitu až 33 obj. % a ulminitu 48 obj. %, obsahy korpohuminitu a rezinitu kolem 6 obj. % jsou typické pro xylitické uhlí (příloha XIX-1). V ulminitu a méně častém textinitu jsme zjistili tmavší formu A s odrazností Rr 0,18–0,22 % a dominantní světlejší formu B se světelnou odrazností 0,25–0,34 %. Liptobiolitové a humitové uhlí z Uhelné bylo poměrně čisté s obsahem minerálních látek do 15 obj. % s výjimkou sapropelového sedimentu ze spodní části sloje (64,3 obj. %). Často byly zjištěny jílové minerály, zejména kaolinit, křemen, méně častý je framboidální a krystalický pyrit nebo markazit, rutil, ilmenit, kalcit, draselné živce a sádrovec, který Dopita (in Zvára – Zeman 1954) popsal ve vrstvách černého nesoudržného liptobiolitu. Vzácně byl námi elektronovou mikrosondou ověřen výskyt monazitu a zirkonu. Stupeň prouhelnění a chemicko-technologické parametry. Uhlí z býv. lomu Antonín Pelnář u Uhelné bylo Havlenou (1964) klasifikováno jako hnědouhelný hemityp s vysokým obsahem bitumenu. Podle mezinárodní klasifikace sine (1998a) se jedná o hemitypní hnědé uhlí, kterému odpovídají obsahy původní vody nad 40 %, obsahy uhlíku v hořlavině (Cdaf) menší než 68 %, hodnoty spalného tepla (Qsdaf) nižší Tabulka 56. Elementární rozbor šesti vzorků uhlí odebraných bez bližší lokalizace z Dolu Antonín Pelnář u Uhelné. Zvára – Zeman (1954), upraveno. Pokud není uvedeno jinak, veškeré údaje jsou vyjádřeny v procentech. 1

2

3

4

5

6

Voda hygroskopická

22,4

18,2

18,6

Voda celková

33,3

30,8

33,3

19,4

15

15

33,8

34,2

37

Popel v sušině

9,3

18,4

Popel v původní vzorku

6,2

12,73

6,84

6,81

6,65

6,53

4,56

4,51

4,38

4,11

Výhřevnost v sušině (kcal)

6487

Výhřevnost v pův. vz. (kcal)

4127

6287

6777

6154

6607

6447

4166

4320

3871

4142

3840

C H

71,97

76,27

76,67

72,7

72,77

72,47

4,81

6,24

4,4

4,5

5,77

6,14

N

0,8

0,59

0,64

0,76

0,62

0,49

O

21,92

14,83

17,53

21,47

20,34

20,18

S veškerá

0,67

1,59

1,12

0,92

0,75

1,22

| 291 |

| 292 |


než 28 MJ . kg–1 a odraznost ulminitu B nad 0,20 %. Vyšší obsahy uhlíku a vyšší hodnoty spalného tepla v intervalu uvedených parametrů (tabulka 55) jsou způsobeny vysokým obsahem liptinitu, projevujícím se následujícími obsahy prchavé hořlaviny (Vdaf) 69,7–74,7 %, organické síry (Sorg) 0,7–1,3 %, vodíku (Hdaf) 6,4–8,0 %, dusíku 0,5–0,9 % a vysokými výtěžky bitumenu (až 15 %). Obsah popela v uhlí z Uhelné je nízký. Kolísá od 2,7 do 16,4 % s výjimkou sapropelového jílovce ze spodní části sloje (69,6 % Ad), ve kterém byl nejnižší obsah síry (0,41 % Std). SÍRA, MINORITNÍ A STOPOVÉ PRVKY V UHLÍ

Nízké obsahy síry (kolem 1% Std) byly stanoveny jak ve světlém, tak v tmavším liptobiolitu. V xylodetritickém, detritickém a xylitickém uhlí byly obsahy veškeré síry vyšší (1,8 až 4,8 % Std). Organická (Sod 0,4–3,5 %) a síranová síra (SSO4d 0,0–1,37 %) jsou hlavními formami síry v uhlí u Uhelné. Obsahy síranové síry souvisí se zvětráváním uhlí. Z nově analyzovaných deseti vzorků uhlí vyplynulo, že vysoké obsahy veškeré a síranové síry v uhlí u Uhelné jsou doprovázeny zvýšenými obsahy As (42–47 ppm), Ba (349–6 190 ppm), Sr (84–110 ppm) a dále mírně zvýšenými obsahy Co (419 ppm) a Ni (18–45 ppm). Nejvyšší koncentrace Ti (28 388 ppm), Zr (1252 ppm), Cr (81 ppm), Y (37 ppm), Dy (5,5 ppm), Yb (8 ppm) a Th (5,9 ppm) byly zjištěny v mineralogicky pestrém sapropelovém jílovci ze spodní části sloje. Uran v celé kolekci studovaných uhlí kolísá od 0,5 do 17 ppm s výjimkou jednoho vzorku xylodetritického uhlí s extrémním obsahem U 534 ppm a s nejvyššími obsahy As, Ba, Ce, Co, Cu, Ho (5,5 ppm), Nd (109 ppm), Ni, Sr a Std. Vzhledem k těmto hodnotám převyšují průměrné obsahy As, Ba, Br, Mo a Zr klarkové obsahy prvků v uhlí (tabulka 57). Makroskopicky podobné uhlí jako uhlí těžené u obce Uhelná bylo podle Prachaře (1971) nalezeno při vrtném průzkumu poblíž obce Bernartice sv. od obce Uhelná. VYUŽITÍ UHLÍ

Zdejší uhlí sice kvalitou vyhovovalo parametrům pro výrobu montánního vosku, ale celkově malá hmotnost zásob umožnila jeho využití pouze jako energetické suroviny. ZÁSOBY

Zvára a Zeman (1954) vypočetli na ložisku Uhelná zásoby v kategorii C1 bilanční 108 000 t, dále 33 000 t v kategorii C1 dočasně nebilanční a 144 tisíc t C1 zásoby nebi> Příloha XIX. Důl Antonín Pelnář, všechny fotografie I. Sýkorová. 1. Xylitické uhlí se zřetelnou stavbou dřeva. Délka vzorku 10,4 cm. 2. Tmavě hnědé detritické uhlí s nepravidelnými fragmenty světlého xylitu. Délka vzorku 11,5 cm. 3. Liptobiolit s tmavými úlomky humifikovaných a fuzitizovaných pletiv. 4. Shluk rezinitu s funginitem a páskem ulminitu v liptodetrinitu s typickými barevnými reflexy. Odražené světlo, olejová imerze. 5. Shluk rezinitu v liptodetrinitu. Fluorescence, suchý objektiv. 6. Denzinit se světlými útvary funginitu, šedými tělísky rezinitu a tmavě šedým sporinitem a drobným liptodetrinitem. Odražené světlo, olejová imerze. 7. Ulminit. Odražené světlo, olejová imerze. 8. Textinit B s výplní rezinitu a krystalickým FeS2. Odražené světlo, olejová imerze.

1

2

3

4

5

6

7

8

| 294 |


Tabulka 57. Obsahy popela (%), síry (%), forem síry (%), anorganického CO2d (%) a stopových prvků (ppm) v uhlí sloje býv. lomu Bedřich (později Antonín Pelnář) u Uhelné ve Slezsku podle Sýkorové et al. (2007) v porovnání s klarkovými hodnotami prvků v uhlí podle Taylora (1964) a s maximálními hodnotami v popelu uhlí podle Krejci-Grafa (1972). I. Sýkorová, originál.

Prvek

Klarkový obsah prvku v uhlí (ppm) Taylor (1964)

Obsah prvku v popelu (ppm) Krejci-Graf (1972)

Obsah prvku v uhlí z lomu Bedřich Sýkorová et al. (2007) ∅ obsah

Min.–max. obsah

Počet vzorků

Ad (%)

16,4

3,7–69,9

10

Std (%)

2,1

0,4–4,8

10

Spd (%)

0,3

0,0–0,9

10

SSO4d (%)

0,5

0,0–1,4

10

Sod (%)

1,3

0,4–3,0

10

CO2d

0,18

0,0–0,4

10

21,8

9,2–46,9

10

692

44–6 190

8

4,9

1,1–8,3

10

24,2

2–95

10

93,8

29–244

10 10

As

1,8

Ba

425

Be

2,8

Br

2,5

8 000 2 800

Ce

0

Cl

1 300

Co

25

2 000

4,2

1,1–19,0

Cr

100

1 200

23,6

3–81

10

0,3

0,1–2,0

10

24,1

10–45

10

Cs Cu

55

4 000

Ga

15

6 000

Ge

1,5

90 000

Dy

0 1,9

Hf Hg

0

0,08

50

I La

0,2–5,5

10 10

4,2

0,2–30

0,03

0,01–0,09

10

4,5

0,8–8,8

10

9,5

1,4–19,7

10

Mn

950

102,3

17–298

10

Mo

1,5

2,8

1,5–5,6

10

Ni

75

16 000

16,8

5,6–45,2

10

Pb

12,5

1 000

9,6

1,9–24,3

10

Sb

0,2

0,6

0,2–2,3

10

Sc

4,2

0,5–6,7

10

Se

0,05

4,4

0,6–7,9

10

Sr

375

53,6

31–110

10

0,98

0,06–5,5

10 10

Ta Th Ti

5 700

20 000

U

3,0

0,5–5,9

3975

100–28 388

10

71

0,5–534

10

30,4

5–111

10

4,3

0,2–18,5

10

V

135

W

1,5

Zn

70

10 000

23,8

3–93

10

Zr

165

5 000

173

9–1 252

10

11 000


Obr. 57. Ideální makropetrografický profil slojí v Dolu Antonín Pelnář Uhelné ve Slezsku. Zvára – Zeman (1954). 1 – světle šedý jíl, 2 – xylit, 3 – fuzit, 4 – pyropissit, 5 – písek.

lanční při minimální mocnosti sloje 2 m a při mocnosti nadloží do 6 m. Ty zajišťovaly těžbu až do roku 1957, což se ukázalo jako reálné. REKULTIVACE A REVITALIZACE

Po skončení těžby byl lom zatopen a v současné době je využíván k rekreačním účelům a chovu ryb (příloha XVIII-2). Ložisko v severozápadním okolí obce Bernartice u Javorníku. Při ověřování možné radioaktivity neogénu bylo v širším okolí Javorníku ve Slezsku vyhloubeno 25 vrtů v roce 1965 a o rok později soupravou ZIF 300 dalších 19 rotačních vrtů. Druhé etapě průzkumu předcházelo změření 22 vertikálních elektrických sond (VES), jejichž cílem bylo ověření hloubky podloží neogenních depozit. Severovýchodně od obce Uhelná byly v roce 1966 zjištěny ve vrtech U-49 a U-58 (obr. 55) uhelné sloje a v dalších šesti vrtech zastiženy sedimenty s uhelným detritem (Prachař 1971, Obr 1975). Vzhledem k velmi špatným výnosům jádra nelze vyloučit výskyt dalších slojí ani ve výše zmíněných dvou vrtech, ani ve vrtech sterilních.

Neogenní sedimenty Žádný z vrtů, které zastihly sloj, bezprostředně nenavazuje na uhlonosný miocén u Uhelné. Až pět slojí slabě prouhelněného hnědého uhlí o mocnosti 1–7 m bylo zastiženo ve vrtu U-58 v sz. okolí obce Bernartice v uhlonosném komplexu mezi

| 295 |

| 296 |


122–231 m v hloubce 129–130 m, 152,5–154,5 m, 159–163 m, 212–215,7 m a 217–224 m. Miocenní klastika, tvořená střídáním převážně šedozelených až zelenošedých prachů a jílů až aleuropelitů se zelenými pískovci, zde nasedají v 231,5 m na silně zvětralé ruly, amfibolity a amfibolické břidlice. V nadloží produktivního miocénu leží v hloubce 71–122 m komplex vesměs šedozelených až zelenošedých jílovitých písků s vložkami štěrků, které oba výše uvedení autoři řadí do pliocénu. Neogenní sedimenty jsou překryty 71 m mocnými, patrně glacifluviálními štěrky. Ve vrtu U-49 byla pod 62,2 m kvartérních štěrků zastižena v hloubce 80,5–82,5 m sloj uvnitř patrně miocenního komplexu šedozelených až zelenošedých prachů a jílů a převážně rezavě hnědých a zelených písků. Podloží od 92 m tvoří zvětralé fylity a granitoidy. PALEONTOLOGIE

Palynologickými výzkumy (např. Konzalová 1979) vrtných jader několika vrtů v okolí Bernartic a svrchních částí vrtu Z-1 (Vidnava) bylo zjištěno střednomiocenní až svrchnomiocenní stáří společenstva planktonu a řas, které mělo sladkovodní charakter. Z teplomilných prvků palynomorf byly pravidelně zastoupeny rody Symplocos, Engelhardtia a ojediněle rody a čeledi Palmae, Araliaceae, Cornaceae a Castanea. Převahu ve společenstvu měly ovšem prvky arktoterciérní. Dominantní ve společenstvech jsou zástupci bažinných stanovišť: Taxodiaceae-Cupressaceae, Liquidambar, Nyssa, Pterocarya, Alnus, Salix, Decodon, Butomus, Sparganium, Typha, Poaceae a vodní kapradina Azolla. Sušší, mezofytní stanoviště reprezentovaly především rody Quercus, Tilia, Carpinus, Fagus, Sequoia a Magnolia.

Hydrogeologie Protože byl při hloubení vrtů používán hlinitý výplach, nebylo možné v okolí Bernartic zkoumat hydrogeologické poměry.

Nerostné suroviny Kromě uhelných slojí bylo řadou vrtů ověřeno 30–70 m mocné ložisko kaolinu tvořené intenzivně zvětralým krystalinikem v podloží neogénu. Technologická kvalita obou surovin však nebyla blíže zkoumána. Podle Prachaře (1971) by těžba uhlí jako energetické suroviny byla příliš nákladná. Tento autor však nevylučuje její využití v budoucnu pro chemické zpracování. Vzhledem k hloubce nepovažuje za perspektivní ani ložisko kaolinu (CD-NS tabulka 11, CD-NS příloha 9).

Ložisko u obce Dolní Životice jihozápadně od Opavy. Asi 1 km jihovýchodně od Dolních Životic (obr. 58) leží na ploše asi 16 ha dnes již prakticky zapomenuté ložisko patrně miocenního hnědého uhlí.

Úvod a stručná charakteristika útvarů Produktivní sedimenty o mocnosti až cca 100 m vyplňují přibližně 700 m široké a 100 m hluboké údolí směru ZSZ-VJV vyhloubené v silně zvětralých kulmských drobách hradeckých vrstev (svrchní visé, mississipp). Jejich nadloží převážně tvoří kvartérní glacifluviální písky.


Obr. 58. Lokalizace vrtů, které ověřily výskyt uhlonosného miocénu u Dolních Životic. A. Jurková (1956), upraveno. 1–3 kvartér: 1 – jíly a štěrky, 2 – svahové a sprašové hlíny, 3 – glacifluviální písky, 4 – hradecké vrstvy, svrchní visé: droby a jílovité břidlice, 5 – předpokládaná lokalizace šachtice Havírna, 6 – lokalizace nově vyhloubených vrtů, 7 – lokalizace řezu.

Přehled dosavadních výzkumů O tomto výskytu terciéru se vedly ve druhé polovině 19. století a začátkem století 20. spory, zda se jedná o depozita oligocenní (Camerlander 1886, Tietze 1890), nebo miocenní (např. Frech 1902, Michael 1907, Patteisky – Folprecht 1928). Této diskuse se zúčastnil i Hassinger (1914), který zdejší produktivní sedimenty považoval dokonce za kvartérní. Veškeré úvahy o stáří ložiska byly vedeny pouze na základě porovnání charakteru zdejšího uhlí s uhlím v reliktu terciéru u bývalého Sörgsdorfu (dnes Uhelná u Javorníku). Hubáček (1948) soudí, že se patrně jednalo o voskové uhlí. Začátkem padesátých let minulého století, tedy v době rozšiřující se těžby uhlí v bývalém Československu, proběhl výzkum tohoto ložiska (Jurková 1954a, b, 1956). Protože od té doby nebyly publikovány žádné nové údaje o tomto výskytu, vycházíme v našem textu především z jejích zjištění.

Neogenní sedimenty Podle Jurkové (1956) tvoří výplň miocenního reliktu u Dolních Životic výlučně terestrické sedimenty – světle šedé a pestré kaolinické místy i hrubě písčité prachy a jíly s vložkami zvodněných písků (kuřavek), dále tmavohnědých uhelnatých jílů s polo-

| 297 |

| 298 |


hami velmi slabě prouhelněného hnědého uhlí. Charakter klastik nasvědčuje krátkému transportu a rychlé sedimentaci. Výchozím materiálem byly převážně hluboce zvětralé kulmské sedimenty. Při průzkumu lokality údajně nebyly nalezeny žádné určitelné rostlinné ani živočišné fosilie. HYDROGEOLOGIE

Během průzkumu tohoto ložiska se neprováděla žádná hydrogeologická měření. Ve všech vrtech však byly zjištěny přítoky vod, které se projevovaly slabým přetokem přes okraj vrtu v době pracovního klidu (Jurková 1954b).

Nerostné suroviny Kromě hnědého uhlí se před 1. světovou válkou u Dolních Životic těžily jíly jako kamnářská hlína.

Uhlí OBJEV UHLÍ A STRUČNÁ HISTORIE TĚŽBY Podle Camerlandera (1886) začala v tomto roce těžba uhlí obnovením šachtice zvané Havírna, ve které se již kolem roku 1735 dobývaly jíly. Jurková (1954a) udává, že tato šachtice „… skončila snad jako úpadní štola při dobývání uhlí. T. č. je zatopena a dosahuje hloubky 39 m, ačkoliv prý byla mnohem hlubší … kolem roku 1934 bylo vrtáno domácími lidmi… a v hloubce 16 m naraženo uhlí v blízkosti dnešního rybníka“. Údaje o hmotnosti vytěženého uhlí, stejně tak jako o tom, jak dlouho se zdejší uhlí exploatovalo, se nepodařilo zjistit. PROZKOUMANOST A METODIKA PRŮZKUMU Vrtným průzkumem z padesátých let minulého století bylo ověřeno, že Havírna byla vyhloubena prakticky uprostřed rychle vykliňující čočky uhlonosného komplexu o průměru cca 200 m (obr. 59). O tomto průzkumu se zachovaly pouze kusé informace. Probíhal v letech 1953–1954. Rotační jádrovou soupravou bylo vyhloubeno celkem šest vrtů hlubokých 8,8–108,8 m, z nichž pět zastihlo kulmské podloží maximálně v hloubce 105 m. Byly lokalizovány ve dvou liniích ve vzdálenosti 140–200 m a byl jimi konturován rozsah ložiska.

Obr. 59. Geologický řez ložiskem u Dolních Životic. A. Jurková (1954b), upraveno. 1–2 kvartér: 1 – štěrk, 2 – jíl a prach, místy s valouny, 3–6 terciér: 3 – písek, 4 – uhelnatý jíl, 5 – uhlí, 6 – popelovinové uhlí, 7 – jíl a prach, místy s valouny, 8 – svrchní visé: droba, jílovitá břidlice.


CHARAKTERISTIKA SLOJE

Vrtným průzkumem (Jurková 1954a, b) byl nejmocnější uhlonosný komplex zastižen ve vrtu č. 1 v hloubce 8,4–67,2 m. Z tohoto poměrně strohého popisu připadalo na hnědé uhlí pouze 20,6 m. To tvořilo šest lávek, resp. slojí (obr. 60), z nichž dvě nejmocnější ležely v hloubce 15,5–23,3 a 45,5–49,6 m. Jednotlivé polohy uhlí byly odděleny buď vložkami uhelnatých jílů, nebo zemitého (= popelovinového?) uhlí. Několik z nich obsahovalo až významnou příměs pyritu. Celý komplex lze tak chápat jako 58,8 m mocnou sloj s četnými proplástky. Obr. 60. Profil vrtu Dolní Životice-1. A. Jurková (1954b), upraveno. 1–3 kvartér: 1 – ornice, 2 – hrubý štěrk, 3 – jíl s úlomky hornin, 4–7 miocén: 4 – slabě prouhelněné hnědé uhlí (poloha s FeS2 označuje výraznou příměs pyritu), 5 – popelovinové uhlí, 6 – uhelnatý jíl až jíl se smouhami uhelnatého jílu, 7 – jíl, prach různé barvy, místy s úlomky hornin, 8 – svrchní visé: droba.

| 299 |

| 300 |


Jurková (1956) považuje uhlí tohoto ložiska za alochtonní. To platí, pokud jde o kusy xylitu, které se vyskytovaly v polohách uhelnatých jílů. Přestože se vzorky uhlí z této lokality nezachovaly, názor, že původ slojí je alochtonní, považujeme za značně diskutabilní. CHEMICKO-TECHNOLOGICKÉ PARAMETRY UHLÍ

Čtyři analyzované vzorky bez bližší lokalizace dokládají poměrně nízkou kvalitu zkoumaného uhlí. Pomineme-li analýzy uhlí s obsahem popela přes 55 %, pak jeho obsah neklesl v žádném vzorku pod 25 %, prchavá hořlavina se pohybuje mezi 50,2–58,9 %, výhřevnost, pokud pomineme vzorek 2B v tabulce 54, kolísá mezi 4064–4372 kcal . kg–1 (tj. 17,0–18,3 MJ . kg–1) a obsahy síry jsou mezi 2,64–4,16 %. Extrémní zastoupení síry je ve vzorku č. 4 až 39 % (tabulka 58). ZÁSOBY

Jurková (1954a) odhadla, že se na této lokalitě vyskytuje asi 400 000 t uhlí v kategorii C2. Tabulka 58. Chemicko-technologické analýzy blíže nelokalizovaných vzorků uhlí z lokality Dolní Životice ve Slezsku. Jurková (1954a), upraveno. Pozn.: Výhřevnost se udává v kcal . kg–1; hodnoty v závorce po přepočtení na MJ . kg–1, ostatní hodnoty vyjádřeny v procentech. Vzorek 1A

Voda celková

Popel

Prchavá hořlavina

C

H

S

8,97

28,36

50,2

40,66

4,91

2,64

31,1

55,25

44,68

5,39

2,9

4,71

69,87

24,67

13,45

2,11

4,5

73,2

25,7

14,12

2,21

5,28

8,86

25,02

53,77

39,1

3,95

3,79

27,5

58,88

42,8

4,33

4,16

55,08

26,33

38,72

55,61

26,5

39

1B 2A 2B 3A 3B 4A 4B

0,83

Výhřevnost

4 064 (= 17,0)

1 056 (= 4,4)

4 372 (= 18,3)

Relikty terciéru na území Českého masivu

Na řadě míst se v Českém masivu (ČM) vyskytují rezavě hnědé, červenohnědé, nebo též světle šedé až bělavé, převážně jílovité písky, štěrkopísky, štěrky a také prachy a jíly. Většinou se jedná o několik málo desítek, výjimečně více než 100 m mocný komplex klastik, která se zachovala v izolovaných reliktech oligocenního, pliocenního a především miocenního stáří. Leží v různé nadmořské výšce díky svému rozdílnému stáří a ovlivnění neotektonickými pohyby (Pešek – Spudil 1986). Jedná se o uloženiny převážně říční sítě nebo průtočných jezer ležící mimo • limnické pánve (severočeskou, sokolovskou, chebskou, žitavskou a pánve jihočeské) a relikty v jejich nejbližším okolí, které byly evidentně v minulosti jejich součástí, • karpatskou předhlubeň, vídeňskou pánev a karpatský flyš. Seřazení terciérních reliktů do více či méně souvislých pruhů vedlo od poloviny 20. století ke snaze o rekonstrukci této říční sítě, ať již na území celé ČR, nebo alespoň v některých regionech. První pokusy na základě známých výskytů byly v polovině 20. století dosti spekulativní, na přelomu 70. a 80. let se jevila interpretace s rostoucím počtem identifikovaných reliktů jako jednodušší (např. Malkovský 1979, Pešek – Spudil 1986). Po nalezení dalších drobných reliktů, navíc zřejmě různého stáří, se v současné době interpretace původně naznačené říční sítě v detailech komplikuje, což je běžný jev ve vývoji poznání geologických poměrů. V minulosti prezentované představy o možnosti ukládání sedimentů za vhodných morfologických a klimatických podmínek a vlivu postsedimentární eroze a tektonických pohybů se však obecně nemění. Rekonstrukce říční sítě a průtočných jezer vychází z: • principu analogie s jinými oblastmi Eurasie, • morfostrukturní analýzy čs. části ČM, • průběhu a četnosti výskytu reliktů terciérních sedimentů v určitých regionech, • interpretace vlivů postsedimentárních tektonických pohybů a rozdílného vyklenování ČM jak v období sedimentace, tak po jejím skončení. To, že musela být mimopánevní území odvodňována a pánve dotovány klastickým terestrickým materiálem, je nepochybné. Sedimentace v pánvích probíhala od eocénu(?) do pliocénu v několika časových cyklech, kdy se měnily poměry ve snosných územích, což se projevovalo jak během ukládání sedimentů, tak při jejich následné erozi. Zařazení sedimentů v reliktech do kratšího časového úseku je vzhledem k podobnosti klastik a převážně bez paleontologických důkazů málo spolehlivé, nebo může být dokonce i chybné. Z naší analýzy vyplývá, že základem dále uvedené interpretace je říční síť nejspíš stáří oligocén až střední miocén. Relikty pliocenních sedimentů svědčí v tomto schématu o jejím dalším vývoji. I když se na některých lokalitách vyskytují

| 302 |


v místech ukládání starších sedimentů, mohlo jít o odvodnění území úplně opačným směrem, jako např. u jihočeských pánví. Mocnost a charakter terciérních depozit nasvědčuje tomu, že terciérní řeky opakovaně vytvářely hluboká a místy též široká koryta, která periodicky vyplňovaly fluviálními sedimenty – hrubšími klastiky v řečišti a jemnějšími v aluviální nivě. Po zaplnění koryt a snížení energie reliéfu snosných území sedimentovaly jemnější uloženiny i mimo původní toky, takže se mohla vytvářet i rozsáhlejší jezera, místy zarůstající poměrně bujnou vegetací. Terciérní pánve a řeky, o jejichž existenci svědčí dosud zachované relikty klastik na území ČR, byly od středního eocénu až do středního miocénu patrně odvodňovány do tří větších sedimentačních bazénů: • pánve podkrušnohorské – severočeská, sokolovská a chebská k SZ do širokého zálivu „Severního moře“ na území SRN (viz též Chlupáč et al. 2002), • pánev žitavská a relikty uhlonosného terciéru ve Slezsku (Uhelná, Dolní Životice) k SV s pravděpodobným odtokem přes Polsko do západních výběžků karpatské předhlubně, • pánve jihočeské s odtokem k JV do alpské předhlubně. Na základě morfostrukturní analýzy a charakteru sedimentů terciérních reliktů považujeme za rozvodnice mezi • podkrušnohorskými pánvemi a jihočeskými pánvemi Brdy a „vrchovinu“ středočeského plutonu, • jihočeskými pánvemi a karpatskou předhlubní osní část Českomoravské vrchoviny (centrální větev moldanubika), • karpatskou předhlubní, jihočeskými a podkrušnohorskými pánvemi centrální větev moldanubika, východní část Železných hor a obtížně identifikovatelné území ve východní části české křídy. Na vymezení oblastí se mohly podílet v určitých obdobích zcela nebo i jen částečně území současné Šumavy a Českého lesa, Krušných hor a hory Sudetika (Lužické, Jizerské, Krkonoše, Orlické, Jeseníky). Pro celou další interpretaci je rozhodující, aby tyto současné rozvodnice existovaly i před mnoha miliony let. Jediným podpůrným argumentem této představy je „snaha“ granitoidů, byť různého stáří, svou pozicí a fyzikálně mechanickými vlastnostmi ve vazbě na geodynamické pochody, resp. tepelný tok, vystupovat morfologicky pozitivně, tj. vyklenovat se. Jak dalece je tento předpoklad reálný, je obtížné doložit. Jedná se totiž o poměrně dlouhé období, během kterého kromě „nerupturních“ pohybů (vyklenování, subsidence) docházelo, zvláště ke konci neogénu, k poměrně významným pohybům po zlomech.

Odvodnění do severočeské hnědouhelné pánve a pánve žitavské Tzv. Paleoradbuzou, resp. tokem C, jehož osa probíhala zhruba ve směru S-J po spojnici Domažlice-Plzeň-Žatec (např. Pešek – Spudil 1986), bylo patrně odvodňováno území mezi Tepelskou vrchovinou, Českým lesem, Brdy a středočeským plutonem přes tzv. hlavačovský pruh do „žatecké delty“ severočeské hnědouhelné pánve (SHP). Tento základní tok měl řadu přítoků (příloha 4). V jižní části převládají přítoky zleva, tj.

Relikty te rciéru na území Českého masivu

z Tepelské vrchoviny, v části severní spíše zprava, pokud nebyly součástí dále komentované hypotetické „Paleosázavy“. Většině reliktů sedimentů se přisuzuje miocenní stáří. Na několika lokalitách leží v jejich nadloží patrně mladší, pliocenní(?) klastika. V jihozápadní části takto vymezeného území se zachovala řada reliktů seřazených podél mariánsko-lázeňského zlomu, tj. ve směru SZ-JV. Soubor těchto reliktů pravděpodobně pliocenního stáří v podhůří Českého lesa lze považovat buď za pramennou oblast Paleoradbuzy s počátečním odvodněním k JV a pokračováním dále na Plzeňsko sledováním staršího toku Paleoradbuzy(?), nebo byla oblast od Boru u Tachova odvodňována směrem k SZ do chebské pánve, což se zdá být pravděpodobnější. Na území SHP se vyskytuje ještě „delta bílinská“, jejíž dotace fluviálními sedimenty není úplně jasná. Stáří sedimentů těchto a dalších terciérních reliktů je doloženo pouze sporadicky (CD-tabulka 13–15) a ne vždy zcela jednoznačně. Geologické úvahy vycházejí z existence výše zmíněných „delt“. Pokud by jejich stáří bylo jiné, např. mladší, pak na ně nenavazuje vhodný pánevní prostor, nebo by musela být eroze v SHP v tomto období podstatně intenzivnější. Naopak „deltovým“ sedimentům by chyběly toky, které by do pánve přinášely klastika ovlivňující jejich uhlotvorbu. K problematickým územím v hypotetickém povodí tzv. Paleosázavy náleží komplex terciérních reliktů, které se vyskytují přibližně na trase Melechov (s přítoky z Kolínska?), Praha a Roudnice nad Labem. Jde ale občas o uloženiny zřejmě dosti odlišného stáří. Pokud by tzv. Paleosázava existovala, potom není vyloučeno, že část pravostranných přítoků tzv. Paleoradbuzy, vyskytující se ve v. části Barrandienu, by mohla být levostrannými přítoky tzv. Paleosázavy. Pro odpověď na otázku, zda byly severočeská hnědouhelná pánev a pánev žitavská propojeny, neexistují důkazy. K žitavské pánvi patří nepochybně několik reliktů obdobného stáří, z nichž některé jsou slabě uhlonosné. Vyskytují mezi Varnsdorfem, Rychnovem nad Nisou, Libercem a Frýdlantem (ekvivalent hrádeckých vrstev?). Relikty pravděpodobně pliocenních sedimentů, seřazené do pruhu směru JV-SZ mezi Jičínem a Turnovem, naznačují možnost odvodnění do prostoru žitavské pánve. Ale v tomto pánevním prostoru, i když šlo nepochybně o morfostrukturní sníženinu, byla sedimentace v té době již ukončena a sedimenty pliocenního stáří zde nejsou známy.

Jihočeská říční síť Vymezení jihočeských pánví, jak je chápáno např. z geomorfologického a hydrogeologického hlediska, určuje především rozsah výskytu klikovského souvrství, na které jsou „naloženy“ terciérní sedimenty, i když v nich většinou tvoří výplně koryt. Interpretovat říční síť a poměry sedimentace mezi klikovským a mydlovarským souvrstvím, byť zde relikty sedimentů zlivského a lipnického souvrství existují, je nereálné. Naproti tomu v období ukládání mydlovarského souvrství to není až tak velký problém, i když se relikty vyskytují daleko za hranicemi takto vymezených pánví, a to mezi Středočeskou pahorkatinou, Brdy na SZ a S, Českomoravskou vrchovinou na V, Novohradskými vrchy na J a Šumavou na JZ. Zdrojovou oblastí klastického materiálu pro českobudějovickou pánev byl především středočeský pluton, zatímco pro třeboňskou pánev z. svahy Českomoravské vrchoviny. Způsob transportu klastického materiálu dokládá řada reliktů uloženin, protažených ve směru přínosu, tj. generelně od SZ až SV. Konfigurace výskytů sedimentů mydlovarského souvrství v prostoru

| 303 |

| 304 |


českobudějovické pánve a stropnického příkopu, včetně dokladů existence brakické fauny s vazbou na alpskou předhlubeň, naznačuje, že nešlo o bezodtoké území, ale o území odvodňované v době sedimentace zlivského (?), mydlovarského a domanínského souvrství k JV. Příslušnost většiny těchto terciérních reliktů k mydlovarskému souvrství je nepochybná, takže by se jednalo o uloženiny patrně mladší, než jsou sedimenty Paleoradbuzy. V detailu je však obtížné doložit, jak probíhalo odvodnění jihočeských pánví. Za hranicemi ČR na území Rakouska se vyskytují nejprve terestrické uloženiny a dále k JV na ně navazující marinní, poněkud starší sedimenty svrchnooligocenního až spodnomiocenního stáří. Jde tedy o klastika odpovídající svým stářím mosteckému souvrství SHP. Nelze však vyloučit, že mladší miocenní depozita mohla být erodována během vyklenování příhraničních oblastí Rakouska a ČR a následné přestavby říční sítě. V době sedimentace domanínského souvrství, jak vyplývá z charakteristiky těchto uloženin Bouškou a Kontou (1990) a Hanzlíkem (2007), byl tento sedimentační prostor dotován patrně již klastickým materiálem z oblasti Šumavy. Podmínkou však je, že jeho relikty u Vrábče j. od českobudějovické pánve patří do „vltavínového“ pádového pole. Byl to již počátek přestavby říční sítě v ČM? Vltavíny se na území Rakouska totiž vyskytují minimálně a většinou v kulturních vrstvách (Bouška – Konta 1990), zatímco v patrně svrchnoterciérních terasách řeky Labe u Drážďan zjištěny byly (Rost et al. 1979). Interpretace by byla jednodušší, pokud by na území ČR nechyběly adekvátní relikty terciérních uloženin v povodí řeky Labe. Relikty pliocenních sedimentů dosti často sledují trasy miocenních toků a depozit uložených v jejich okolí. Je to pochopitelné, protože šlo původně o deprese, ve kterých docházelo ke kompakci starších, zejména mocnějších depozit. Pliocenní hruběji klastické uloženiny naznačují další pohyby ve snosných územích. Je otázkou, kam ale tyto řeky odtékaly a kde ukládaly své sedimenty, vyjma uloženin tehdejších akumulačních teras. V bezodtokých územích, než došlo k dokončení tvorby nové říční sítě? Existovalo v té době odvodnění ještě směrem k J do podhůří Alp? Zřejmě ne.

Relikty karpatské předlubně Zdrojovou oblastí těchto depozit byl v. okraj ČM, vyznačující se pestrou geologickou a složitou tektonickou stavbou. Relikty terciéru jsou tvořeny jak marinními sedimenty obvykle badenského stáří, což odpovídá pravděpodobně starším uloženinám Paleoradbuzy, tak terestrickými uloženinami většinou pliocenního, popř. neurčitého stáří. Relikty marinního badenu zasahují poměrně hluboko do ČM. Známe je dnes především z prostoru tří významných starších, z větší části výrazně tektonicky ovlivněných struktur – boskovického příkopu, orlické pánve a Hornomoravského úvalu, přičemž tyto struktury mají dodnes charakter morfologických depresí. Původní rozsah jejich výplní nebyl limitován jen tvarem nebo opakovanými tektonickými pohyby v těchto významných slabinách ČM, ale byl širší. V té době i později existovaly sedimentační prostory také v místech struktur, které s nimi byly paralelní, případně i na ně kolmé. Relikty marinních badenských sedimentů leží např. na svrateckém krystaliniku především na území mezi zábřežským krystalinikem a krystalinikem u Litic nad Orlicí. Nejseverněji jsou tato depozita doložena mezi Českou Třebovou a Rychnovem nad Kněžnou. V návaznosti na tyto struktury se drobné relikty terciérních sedimentů vy-


skytují až do podhůří Krkonoš u Nesyté a Hajnice. Jde pravděpodobně o depozita jak miocenní, tak pliocenní říční sítě. Výskyty terciérních sedimentů v prostoru významného systému tektonických struktur Hornomoravského úvalu (zhruba směru SZ-JV) jsou od j. okraje kladského prolomu doloženy nejprve relikty terciérní říční sítě zřejmě miocenního stáří. Od Šumperka k Mohelnici se ve směru SSZ-JJV vyskytuje podél toku řeky Moravy nápadný pruh několik málo kilometrů širokých pliocenních uloženin, litologicky podobných depozitům miocenní říční sítě a průtočných jezer v jihočeských pánvích. Pro obě tyto oblasti je společným znakem ještě výrazná eroze starších sedimentů v pleistocénu, kdy v těchto územích docházelo především v mindelu ke vzniku tzv. přehloubených koryt tvaru V a k jejich následnému vyplnění štěrkopísky o mocnosti 30–50 m. Od Mohelnice až po Kroměříž je doloženo z řady průzkumných prací větvení této říční sítě a vznik periodicky průtočných jezer na marinních sedimentech badenu v území širokém až 20 km a protaženém ve směru SZ-JV. Uvnitř Hornomoravského úvalu jsou v této části erozní okna starších badenských a svrchnokarbonských sedimentů a starších granitoidů. Toto území je v podstatě asymetrickou příkopovou propadlinou. Prokazatelné tektonické omezení je na SV proti Nízkému Jeseníku a Oderským vrchům, případné tektonické omezení na JZ proti Drahanské vrchovině je asi staršího data. Další odvodnění zřejmě pokračovalo podél dnešního toku řeky Moravy do vídeňské pánve, i když je výskyt pliocenních uloženin mezi Kroměříží a Hodonínem na řadě míst přerušen. Drobné relikty terciéru se vyskytují na j. Moravě v předpolí karpatské předhlubně mezi Mohelnem a Znojmem a dále na území Rakouska. Některé jsou mořského původu s jasnou vazbou na karpatskou předhlubeň, jiné mají terestrický charakter. Nejmladší, poměrně vzdálené od předhlubně, jsou pliocenní uloženiny na krystaliniku mezi granitoidy centrální větve moldanubika a třebíčským masivem. Tvoří pruh směru SSZ-JJV od Jihlavy až po Znojmo, přičemž u Třebíče se v nich vyskytují vltavíny. Na Opavsku je v recentních údolích na s. svazích Nízkého Jeseníku a Oderských vrchů pod kvartérními uloženinami známo několik výskytů marinních badenských sedimentů, vybíhajících z karpatské předhlubně. Terestrické miocenní a místy i pliocenní sedimenty se vyskytují v příhraniční oblasti ČR a Polska u Vidnavy a Uhelné. V obou případech jsou v nich ložiska hnědého uhlí. Patrně stejně stará uhlonosná miocenní depozita jsou známa i u Dolních Životic u Opavy (viz kapitola Terciérní uhlonosné relikty ve Slezsku, str. 282).

Problematika interpretace terciérní říční sítě Interpretovaná povodí na základě dochovaných reliktů depozit terciérního stáří se jeví samozřejmě na řadě míst více či méně problematická. Většina terciérních reliktů i pánevních sedimentů se dnes vyskytuje v morfologických depresích. V některých případech šlo o území, která od konce miocénu zaostávala za intenzivnějším vyklenováním okolních částí ČM, jindy o oblasti s významnějšími tektonickými pohyby. Proto i dnes, přes dlouhodobější denudaci, se vyskytují v různých nadmořských výškách. V řadě případů má některé problémy na svědomí např. menší prozkoumanost území a „zamaskování“ naložených mocnějších kvartérních sedimentů na terciérní depozita. Pokud však byl vyhlouben dostatečný počet vrtů, je nutno ještě mít na zřeteli jejich

| 305 |

| 306 |


kvalitu a hlavně účel, za jakým byly prováděny. Na příkladu ověřování ložisek hnědého uhlí v jihočeských pánvích, a patrně i jinde, je proto nutné zacházet s údaji, získanými průzkumnými pracemi především do konce 50. let 20. století, opatrně. Bez analýzy jejich věrohodnosti může vyznít interpretace terciérní říční sítě na území ČR poněkud odlišně. PALEONTOLOGIE

Vzhledem k tomu, že se jedná převážně o relikty říčních sedimentů, byly v nich až dosud nalezeny rostlinné makro- i mikrofosilie spíše výjimečně. Jejich četnost a rodová, resp. druhová různorodost nebývá zpravidla příliš častá, takže řadu těchto údajů je nutno brát s určitou opatrností. Jednotlivé relikty terciérní říční sítě v oblasti středních a západních Čech jsou zpravidla spojovány do jednoho říčního systému „tok C“ sensu Pešek – Spudil (1986), který odvodňoval celou tuto oblast směrem k SHP, resp. k „žatecké deltě“ (CD-tabulka 13), přes tzv. hlavačovské štěrkopísky (Váně 1985). Flóra většiny reliktů je charakteristická dominantním výskytem lužních elementů opadavých listnatých dřevin, jako je bříza Betula, olše Alnus julianiformis, ambroň Liquidambar, parrótie Parrotia, jilm Ulmus, buk Fagus saxonica, a dále tisovcovitými jehličnany v kombinaci s akcesorickými elementy typu mixed mesophytic forest, jako např. pamodřín Pseudolarix, lípa Tilia, javor Acer. Tato flóra je korelovatelná sedimentologicky (Váně 1985) i palynologicky (Konzalová 1976) se sedimenty duchcovských vrstev mosteckého souvrství (Teodoridis 2004). Další nečetné výskyty flóry jsou známy z reliktů tzv. klíneckého stadia z lokalit U sv. Antonína, Na Sulavě, Klínec a U ručiček (CD-tabulka 13). Lokalita U sv. Antonína u Rakovníka je zajímavá výskytem listů druhu Fagus saxonica, který byl původně popsán jako současný buk lesní Fagus sylvatica L. (Němejc 1949) a na jehož základě stanovil Němejc plio-pleistocenní stáří zdibského stadia, které je dnes již neplatné (Teodoridis 2001). Ostatní výše uvedené lokality obsahují běžné spodnomiocenní a pro fytostratigrafii nevýznamné elementy, jako např. nepukalka Salvinia, tisovcovité Taxodium a Glyptostrobus, kafrovník Daphnogene, jilm Ulmus, vrbovité a břízovité. Flóry terciérních reliktů z širšího okolí Plzně (CD-tabulka 14), tj. z lokalit Ejpovice, Kyšice, Dobříč, Horní Bříza (U tří křížů) a Býkovský les, jsou různě staré. Nejstarší makroflóra z Dobříče má oligocenní ráz podle výskytu vavřínovité Laurophyllum acutimontanum vedle druhů přesahujících do miocénu (L. pseudoprinceps a Platanus neptuni). Chybí však výrazný paleogenní prvek Eotrigonobalanus. Flóry od Zruče a Žichlic mají spodnomiocenní ráz, kdežto bohatší flóra od Horní Břízy spolehlivě přesahuje do středního miocénu. Obsahuje kombinaci vzácnějších termofilních prvků, jako jsou palma Chamaerops, vždyzelené vavřínovité a čajovníkovité (Laurophyllum pseudovillense, Gordonia) a také opadavé dřeviny typické pro střední a svrchní miocén (jinan Ginkgo adiantoides, platan Platanus leucophylla, dub Quercus pseudocastanea aj.). Mikropaleontologické nálezy pocházejí z několika oblastí. Ne příliš hojné nálezy mikrospor z Podbořanska řadíme do oligocénu (CD-tabulka 15), poměrně hojné oligomiocenní mikrospory byly zjištěny u Ejpovic v. od Plzně, do středního miocénu náleží sporomorfy známé z podloží neovulkanitů ze Železnobrodska a z lokality Vížina ve středních Čechách. Do pliocénu patří společenstvo zjištěné j. od Mariánských Lázní.


| 307 |

Nerostné suroviny V terciérních reliktech je známa řada ložisek štěrkopísků a poměrně větší počet z nich je i těžen. Dále se v nich vyskytují a těží žáruvzdorné a nežáruvzdorné jíly. V minulosti se exploatovala také ložiska minerálních barviv (CD-NS tabulka 10, 12, 21, CD-NS příloha 8, 9, 12).

Uhlí Na území ČR se v reliktech terciéru kromě výše uvedených hnědouhelných ložisek místního významu (např. Uhelná ve Slezsku, Dolní Životice) vyskytuje řada drobných slojek a vesměs slabě prouhelněných fosilních kmenů, které jsou známy z řady lokalit v západních a středních Čechách. CHEMICKO-TECHNOLOGICKÉ PARAMETRY A PETROGRAFIE UHLÍ

Tenkou uhelnou slojku o mocnosti 15–20 cm odkrytou po povodni erozí v boku říčky Rytiny u Čeřeniště v Českém středohoří popsali Cílek et al. (1999). Vyskytlo se zde humitové hnědočerné matné detritické uhlí s převahou ulminitu (46,3 obj. %) a denzinitu (20,5 obj. %) a nízkým obsahem kolem 3 obj. % textinitu, korpohuminitu, gelinitu a attrinitu. Na obsahu liptinitu (4,3 obj.%) se podílel sporinit, rezinit a v menší míře kutinit, suberinit a fluorinit. Z macerálů skupiny inertinitu byl identifikován pouze funginit (1,6 obj. %). Z minerálních látek, na které připadalo 17,1 obj. %, výrazně převažovaly jílové minerály s příměsí křemene a akcesorických minerálů. Podíl framboidálního a krystalického pyritu byl nízký (1,4 obj. %). Z několika reliktů kontinentálního terciéru, např. z okolí obce Kyšice u Ejpovic, jsou známy nálezy zuhelnatělých kmenů – hnědouhelných xylitů. Blíže nelokalizovaný vzorek z Plzeňska měl poměrně dobře zachovanou stavbu dřeva (tabulka 59). Jeho dominantním macerálem je textinit (46,1 obj. %) (příloha XX-1) – a to zejména tmavší forma A s deformovanou buněčnou stavbou a s barevnými reflexy zbytků celulózy

Tabulka 59. Uhelně petrologická a technologická charakteristika zuhelnatělých dřev a uhlí z reliktů terciéru na Plzeňsku a na Moravě. I. Sýkorová, originál. XU – xylitické uhlí, PU – popelnaté uhlí. Minerální látky (obj.%)

Lokalita

Hlavní typy uhlí

Wr (%)

Ad (%)

Std (%)

Qsdaf (MJ . kg–1)

Cdaf (%)

Hdaf (%)

Ro (%)

Huminit (obj.%)

Liptinit (obj.%)

Inertinit (obj.%)

Plzeňsko

XU

Nu

1,2

0,8

23,9

61,1

4,8

0,24

90,7 textinit A > B, ulminit A > B, korpohuminit

7,5 rezinit

0

1,8 kaolinit, pyrit

Kateřinky u Opavy

XU

Nu

6,3

4,3

22,7

55,0

5,2

0,22

86,9 textinit A > B, ulminitA > B, korpohuminit

7,7 rezinit

0

5,2 kaolinit, pyrit, sádrovec

Bystřice pod Hostýnem

PU

Nu

51,7

0,6

31,6

76,2

5,03

0,51

10,9 ulminit

2,7 rezinit

42,0 fuzinit, semifuzinit, makrinit, inertodetrinit

44,4 jílové minerály, křemen, karbonáty

| 308 |


Tabulka 60. Obsah popela, síry a jejích forem (%), anorganického CO2d a stopových prvků (ppm) v zuhelnatělých dřevech a uhlí z reliktů terciéru na Plzeňsku a na Moravě podle Sýkorové et al. (2007) v porovnání s klarkovými hodnotami prvků v uhlí podle Taylora (1964) a s maximálními hodnotami v popelu uhlí podle Krejci-Grafa (1972). I. Sýkorová, originál.

Prvek

Klarkový obsah prvku v uhlí (ppm) Taylor (1964)

Obsah prvku v popelu (ppm) Krejci-Graf (1972)

Obsah prvku v uhlí Sýkorová et al. (2007) Plzeňsko

Kateřinky u Opavy

Ad (%)

1,2

6,3

0,6

Std (%)

0,8

4,3

51,7

Spd (%)

0,1

0,4

0,6

SSO4d

0,1

0,9

0,05

0,17

0,04

0,31

4,0

2,7

3,9

531

45

53

1,3

3,3

1,5

CO2d

Bystřice pod Hostýnem

As

1,8

Ba

425

Be

2,8

Br

2,5

Cl

1 300

33

27

124

Co

25

2 000

2,6

1,2

0,7

Cr

100

1 200

173

27

29

0

0

0,07

Cu

55

4 000

41,1

16,9

10

Ga

15

6 000

Ge

1,5

90 000

8 000 2 800

Cs

Hf Hg

0,08

0

0 0 0,8

0,4

0,6

8,8

3,4

2,1

50

I La

1,9

0,4

0,5

Mn

950

1

70

29

Mo

1,5

13,3

24,4

1

Ni

75

16 000

2,6

1,4

13,6

Pb

12,5

1 000

0

0

0

Sb

0,2

3,0

0,06

1,1

2,4

0,6

0,3

Se

0,05

18,3

0

0

Sr

375

0

113

66 0,03

Sc

Ta

0

0

Th

0,5

0,1

0,1

138

146

130

4,4

3,2

0,6

216

66

15

1,3

0,4–2,5

5

Ti

5 700

20 000

U V

135

W

1,5

Zn

70

10 000

111

20

17

Zr

165

5 000

122

44

37

11 000


1

2

3

4

5

6

Příloha XX. Uhlí a zuhelnatělá dřeva z Plzeňska a z Moravy. Všechny fotografie I. Sýkorová. 1. Xylitické uhlí. Relikt terciéru Plzeňsko. Délka vzorku 16,0 cm. 2. Textinit. Relikt terciéru Plzeňsko. Odražené světlo, olejová imerze. 3. Textinit až ulminit s korpohuminitem a rezinitem. Relikt terciéru Plzeňsko. Odražené světlo, olejová imerze. 4. Xylitické uhlí. Kateřinky u Opavy. Délka vzorku 9,5 cm. 5. Textinit. Kateřinky u Opavy. Délka vzorku 6,5 cm. 6. Ulminit. Kateřinky u Opavy. Odražené světlo, olejová imerze.

| 309 |

| 310 |


a rezinitu (příloha XX-2). Také v ulminitu (32,6 obj. %) s částečně zachovanou buněčnou stavbou převládá forma A s odrazností 0,15–0,18 % nad zgelovatěným ulminitem B (příloha XX-3) s buněčnými prostory zaplněnými rezinitem (7,5 obj. %) a světlým korpohuminitem (8,2 obj. %). Minerálních látek bylo velmi málo (1,8 obj. %). Byl zjištěn kaolinit a krystalický pyrit. Ve slabě prouhelněném xylitu od Kateřinek u Opavy (příloha XX-4) převládá textinit (52,3 obj. %) s dobře zachovalou buněčnou stavbou (příloha XX-5) nad ulminitem (32,2 obj. %) s částečně rozlišitelnou buněčnou stavbou (příloha XX-6). V A a B formách obou macerálů byly občas buněčné prostory zaplněny korpohuminitem (6,2 obj. %) a rezinitem (7,5 obj. %). Inertinit nebyl zjištěn. Obsah minerálních látek v tomto vzorku – kaolinitu, pyritu a sádrovce – byl 5,2 obj. %. Výrazně odlišné parametry má vzorek uhlí z Bystřice pod Hostýnem (tabulka 59). Jde o lesklé páskované xylitické, mineralizované uhlí černé barvy. Petrograficky se jedná o zgelovatělá buněčná pletiva s rezinitovými výplněmi, která připomínají fragmenty cenomanských xylitů ve směsi jílových minerálů s křemenem, karbonáty a akcesorickými minerály. Stupeň prouhelnění a chemicko-technologické parametry. Na základě spalného tepla (Qsdaf) 26,9 MJ . kg–1, světelné odraznosti (Ro) 0,32 % a obsahu uhlíku (Cdaf) 66,5 % lze uhlí z říčky Rytiny klasifikovat jako hemitypní hnědé uhlí podle sine (1998a a 2002). Uhlí bylo poměrně čisté, s obsahem popela (Ad) 22,0 %, síry (Std) 1,0 % a (Spd) 0,6 %. Plzeňský xylit se svými parametry (tabulka 55) – světelnou odrazností ulminitu (Ro) 0,24 %, spalným teplem (Qsdaf) 23,9 MJ . kg–1 a obsahem uhlíku (Cdaf) 61,1 % řadí mezi hemitypní hnědá uhlí podle klasifikace sine (1998a, 2002). Tento xylit má velmi nízký obsah popela (Ad) 1,2 %. Xylit od Kateřinek u Opavy se na základě svých parametrů (tabulka 58) řadí mezi hemitypní hnědá uhlí podle sine (1998a, 2002). V tomto vzorku byl zjištěn obsah popela (Ad) 6,3 %. Na základě spalného tepla 31,6 MJ . kg–1, obsahu uhlíku 76,2 % a světelné odraznosti huminitu, resp. vitrinitu 0,51 % Ro (tabulka 55) lze vzorek z Bystřice pod Hostýnem zařadit mezi metatypní hnědá uhlí ve smyslu klasifikace sine (1998a, 2002).

Síra, minoritní a stopové prvky Obsah síry (Std) 0,6% ve vzorku z Plzeňska (tabulka 60) je nízký. V xylitickém uhlí byly zjištěny oproti klarkovým obsahům podle Taylora (1964) zvýšené obsahy As, Ba, Cr, Mo, Sb, Se, V a Zr a nízké obsahy Br, Cu, Mn, Ni, Pb, Sr a Zr. Xylit od Kateřinek u Opavy vykazoval vysoký obsah síry (Std) 4,3 %, zejména síry organické, protože síranová a pyritická síra nepřesahují obsah 1 %. Obsahy stopových prvků v tomto vzorku jsou velice nízké a kromě As a Br nedosahují klarkových hodnot zjištěných prvků (tabulka 59). Obsahy síry a studovaných stopových prvků z lokality Bystřice pod Hostýnem jsou velice nízké s výjimkou As, který mírně převyšuje klarkový obsah As v uhlí (tabulka 60).

Karpatská předhlubeň a neogén v jejím okolí

Úvod a stručná charakteristika útvarů Karpatská předhlubeň je rozsáhlou strukturní jednotkou, která navazuje na alpskou předhlubeň a lemuje po vnější straně Karpatskou soustavu. Na našem území je soustavou paralelních, místy částečně se překrývajících a lokálně přesmyknutých dílčích předhlubní různého stáří, které postupně přemisťovaly osu sedimentace přibližně směrem od V k Z. Horninové výplně předhlubní leží na styku orogenů ČM a Západních Karpat. Zčásti je tato soustava odkrytá, zčásti zakrytá nasunutými flyšovými příkrovy Západních Karpat (obr. 61). Miocenní mořské sedimenty karpatské předhlubně (KP) vyplňují větší části moravských úvalů, Vyškovské a Moravské brány, Ostravsko a Opavsko (obr. 62). Na jihu

Obr. 61. Schematické znázornění postavení karpatské předhlubně v rámci okolních geologických jednotek. J. Šikula, originál.

| 312 |


Moravy pokračují do molasové zóny Rakouska, na S navazují na polskou část předhlubně. Relikty miocenních sedimentů, které souvisejí s vývojem karpatské předhlubně, zasahují až na Českomoravskou a Drahanskou vrchovinu, do boskovického příkopu, Nízkého Jeseníku a flyšových Karpat. Vlastní stavba KP je ovlivněna především starým, následně reaktivovaným systémem zlomových linií směru SV-JZ a SZ-JV, které se v různém čase s rozdílnou intenzitou podílely na tvorbě dílčích depresí a elevací. V podloží terciérních sedimentů jsou přítomny prekambrické a paleozoické vyvřelé a metamorfované horniny, sedimenty devonu a karbonu a v menší míře i jury (obr. 63). Neogenní sedimenty KP na Moravě leží většinou v autochtonní pozici buď před čelem příkrovů, nebo pod nimi, částečně se staly součástí parautochtonu nebo byly inkorporovány do šupin flyšových příkrovů. V povrchové stavbě vystupují neogenní sedimenty především jako součást převážně mořské výplně KP jz.-sv. směru. Geneticky odlišné postavení zaujímá ke karpatskému směru příčná deprese Hornomoravského úvalu vyplněná fluviolakustrinními uloženinami pliocenního až pleistocenního stáří. Vzhledem ke značné mocnosti terciérních depozit a jejich částečné zakrytosti flyšovými příkrovy se naše znalosti níže vyčleňovaných jednotek často opírají pouze o výsledky vrtného průzkumu. Z tohoto důvodu se také setkáváme u různých autorů s odlišnými názvy vyčleňovaných litostratigrafických jednotek.

Obr. 62. Geografické, geomorfologické a geologické jednotky karpatské předhlubně a jejího okolí. P. Pálenský, originál.

K arpatsk á předhlubeň a neogén v jejím okolí

Obr. 63. Schematické znázornění rozšíření jednotlivých útvarů na jv. svazích Českého masivu a v podloží flyšových příkrovů Karpat na Moravě. O. Krejčí (2004), upraveno. 1 – sedimenty neogénu, 2 – sedimenty paleogénu, 3 – sedimenty mezozoika, 4 – sedimenty paleozoika, 5 – horniny krystalinika, 6 – izolinie hloubky předterciérního povrchu v km, 7 – linie nasunutí příkrovů, 8 – státní hranice.

Přehled dosavadních výzkumů Karpatská předhlubeň patří mezi jedno z nejlépe prozkoumaných a velmi podrobně studovaných území, zejména z důvodu rozsáhlých naftově geologických a hydrogeologických průzkumů, které probíhaly velmi intenzivně až do přelomu 80. a 90. let minulého století. Podle Chlupáče et al. (2002) mají pro výzkum v předhlubni mimořádný význam práce Říšského geologického ústavu ve Vídni, např. C. M. Paula a L. Tausche, kteří v něm pracovali v 19. století. Počátkem 20. století to byli zejména A. Rzehak, J. J. Jahn a V. J. Procházka působící v Brně. V meziválečném období se do výzkumů významně zapojili K. Zapletal, A. Šob spolu s V. Špalkem, V. Kalabisem, K. Friedlem a E. Schnablem. Období po roce 1945 bylo, v návaznosti na vyhledávání ložisek uhlí a uhlovodíků, dobou nejintenzivnějších výzkumů a průzkumů, ve kterém přispěly k poznání geologie nejen karpatské předhlubně práce R. Brzobohatého, I. Cichy, P. Čtyrokého, J. Dorniče, M. Dlabače, V. Homoly, A. Jurkové, I. Krystka, Z. Rotha, Z. Stráníka a mnoha dalších významných geologů a geofyziků.

| 313 |

| 314 |


Mezi moderní práce, zabývající se výzkumem staršího terciéru, patří zejména práce ovlivněné požadavky naftové geologické prospekce (Homola et al. 1961, Adam et al. 1968, Němec 1973). Geologickým postavením a tektonikou se mj. zabývali Roth (1980), Dlabač a Menčík (1964 in Menčík et al. 1983), paleogeografií, procesy eroze včetně litologického vývoje např. Jurková a Novotná (1974), Pícha (1974, 1979a, b) a Pícha et al. (1978). Výsledky výzkumu v KP z našich geologů shrnuli zejména Menčík et al.(1983), Kováč et al. (1989), Jiříček (1983, 1995, 2002), Cicha a Brzobohatý (1993), Pálenský et al. (1995), Stráník a Brzobohatý (2000), Chlupáč et al. (2002) a Brzobohatý et al. (2003). K nejmodernějším pracím z počátku 21. století náleží geologické a naftově ložiskové kompendium Pichy a Golonky (eds) z roku 2006 zaměřené na geologii Karpat. Sedimenty miocenních předhlubní na Moravě nemají dosud řádně dokončené úplné formální vymezení litostratigrafických jednotek, a proto se v literatuře a ve zprávách o průzkumech dosud často používá členění chronostratigrafické (Jiříček 1995, 2002). Přehledný návrh pro vymezení a pojmenování litostratigrafických jednotek pro s. část předhlubně a hornomoravský úval publikovali Eliáš et al. (2002), pro její j. část Čtyroký a Adámek (1988) a Adámek (2002, 2003). Adámek et al. (2003) a Brzobohatý et al. (2003) provedli revizi miocenního stupně karpatu. Současně definovali jednotlivé litostratigrafické jednotky. Dosud chybějící sekvenčně stratigrafickou analýzu v KP začali řešit Nehyba et al. (1997), Nehyba (1999), Nehyba a Petrová (2000) a Šikula (2005), kteří se zaměřili na její jv. část. Shrnutí hydrogeologických poměrů v KP podali Tišnovská (1975), Myslil et al. (1985), Krásný et al. (1987) a Jetel et al. (1988). Výskyty minerálních vod popsali Květ a Kačura (1976).

Základní a dílčí litostratigrafické jednotky Autochtonní paleogén Autochtonní paleogén v podloží KP a příkrovů flyšového pásma je na území ČR prokázán pouze na j. Moravě. Je vázán na dvě paleoúdolí – kaňony, označované jako vranovická a nesvačilská deprese. Jako erozní podmořské kaňony, hluboké více než 1500 m, navazující na Z na estuarie paleořek, je popsali Pícha (1974, 1978, 1979) a Pícha et al. (1978). Obě deprese pokračují ve směru od SZ k JV z ČM do podloží flyšových Karpat. Vranovická deprese z okolí Ivančic a Moravského Krumlova a nesvačilská deprese s. od Brna z prostoru tzv. řečkovicko-kuřimského prolomu jsou více než 40 km dlouhé. Nejvyšší část paleogenních sedimentů v nich byla erodována ještě před nástupem spodního miocénu, část jich byla začleněna do vnějších flyšových příkrovů. V prostoru nikolčicko-kurdějovského hřbetu se paleogenní pokryv nezachoval (obr. 64). Na základě geologických informací, získaných v rámci vyhledávání ložisek přírodních uhlovodíků, byly pro výplň obou depresí zavedeny Řehánkem (1993), Jiříčkem (1993, 1994), Brzobohatým et al. (1966) a Brzobohatým (1993) nové, podrobně definované litostratigrafické jednotky. Celá paleogenní výplň obou depresí byla zahrnuta do tzv. dambořické skupiny jako litostratigrafické jednotky nejvyššího řádu. Tato skupina se dále člení na těšanské souvrství, tvořené pelity a turbidity, a nesvačilské souvrství. Zatímco těšanské souvrství leží ve spodní části výplně depresí, vyšší nesvačilské souvrství v pojetí těchto autorů je vyvinuto v pelitickém a písčitém vývoji (tabulka 60). Podle údajů získaných z ropného průzkumu je nepravá mocnost paleogenních sedimentů větší než 1000 m (obr. 65).


Obr. 64. Litostratigrafické členění paleogenní výplně vranovické a nesvačilské příkopu. Podle Brzobohatého et al. (1966) upravil J. Adámek, originál.

Obr. 65. Mapa mocností sedimentů autochtonního paleogénu karpatské předhlubně. J. Adámek, originál. 1 – omezení paleogénu, 2 – čelo nasunutí flyšových jednotek, 3 – izolinie mocnosti paleogénu po stovkách metrů.

| 315 |

| 316 |


PALEOGEOGRAFIE

Vytvoření hlubokých depresí reliéfu na jv. svazích ČM – vranovické a nesvačilské deprese bylo predisponováno opakovanou reaktivací starých, pravděpodobně až prevariských zlomů směru převážně SZ-JV ve svrchní křídě a počátkem paleogénu vlivem výrazného vyzvednutí přilehlého území (Pícha 1979a, Picha 1996). Na deprese navazovala soustava bočních údolí erozního původu. Údolí představovala transportní cesty, kterými byl přinášen klastický materiál do hlubších částí obou depresí. Ve středním eocénu transgrese kulminovala a moře přestoupilo okraje obou depresí a zaplavilo i přilehlé vyvýšeniny.

Neogén karpatské předhlubně Podle znalostí povrchové geologické stavby a zejména s ohledem na výsledky hlubokých vrtů náleží molasové sedimenty karpatské předhlubně a v podloží přilehlé části flyšových příkrovů stupňům eggenburg, ottnang a karpat. Ve vranovické depresi jsou prokázány i sedimenty egeru. Poněkud dále k Z směrem do předpolí se vyskytují uloženiny spodního badenu. Čtyroký a Adámek (1988) vyčlenili pro j. segment předhlubně litostratigrafické komplexy těchto stupňů samostatné sedimentační prostory – dílčí předhlubně. Vznik dílčích předhlubní probíhal v návaznosti na násunové etapy ve flyšových Karpatech (např. Jurková 1976, Menčík et al. 1983). Sedimenty jednotlivých dílčích stupňů nasedají na své podloží transgresivně.

Eger Nejstarší jednotkou karpatské předhlubně jsou malešovické vrstvy. Jedná se o pouze asi 70 m mocný izolovaný výskyt hnědošedých až černošedých slabě vápnitých jílů až jílovců zjištěný na SZ od vranovické deprese. PALEOGEOGRAFIE

Malešovické vrstvy jsou prokazatelně mořské sedimenty, které v autochtonní pozici dosud nemají ekvivalent v jiných částech předhlubně (Brzobohatý – Cicha 1993). Podle Chlupáče et al. (2002) by se mohlo jednat ještě o regresní uloženiny paleogenního moře. PALEONTOLOGIE

V několika mapovacích vrtech se vyskytlo jen velmi málo palynomorf, které náleží čeledi Sapotaceae, druhu Quercoidites henrici a rodu Quercoidites, dále kapradin čeledí Lygodiaceae a Gleicheniaceae. Arkterciérní prvky byly zjištěny poměrně málo (rody Carya a Pterocarya). Azonální elementy – zástupci čeledí a rodu Myricaceae, Cyrillaceae, Nyssa a Ulmaceae – ukazují na vlhké bažinné prostředí. Z nahosemenných jsou známy pouze rody Pinus a vzácně i Cedrus (Cicha et al. 1973) (CD-tabulka 16).

Eger–eggenburg? Z okolí Znojma jsou popsány cca 30 m mocné žerotické vrstvy tvořené kaolinickými pestře zbarvenými štěrky a písky a pestrými jíly. Jejich časové zařazení není zcela jednoznačně doloženo.


PALEOGEOGRAFIE

Žerotické vrstvy vznikly redepozicí barevných zvětralin krystalinika a paleozoika. Jsou to terestrická proluviální depozita, která podobně jako malešovické vrstvy nemají dosud zjištěnou autochtonní obdobu v sedimentech jiných částí předhlubně.

Eggenburg Vzhledem k tomu, že se eggenburgská depozita ukládala v morfologicky členitém prostředí, vyznačují se tyto sedimenty nápadnou rozmanitostí. Liší se od sebe jak uloženiny j. a s. části KP, tak lze rovněž odlišovat pánevní a mělkovodní charakter sedimentace (tabulka 61). V jižní části předhlubně sedimentovaly nejprve bazální štěrky, kaolinické písky a pískovce, které do nadloží přecházejí do vápnitých a nevápitých aleuropelitů s vložkami písků a uhelnatých jílů. V území j. od vranovické deprese převládají zelenavé chloriticko-glaukonitické drobovité pískovce, označované zde jako dunajovické pískovce. Severně od nikolčicko-kurdějovského hřbetu jsou nejrozšířenější šedé křemenné písky a pískovce, event. pískovce a slepence s vápnitým tmelem. V konglomerátech převládají valouny vápenců, žul, porfyrů, dioritů a diabázů. Mocnosti těchto sedimentů se pohybují v řádech několika desítek metrů, u dunajovických pískovců až do 100 m. Směrem k Z a SZ se mocnosti pískovců zmenšují až úplně chybí. Na jurské podloží pak nasedá až vyšší pelitická facie eggenburgu – dobropolské jíly. Jsou to šedé až zelenavě šedé, prachové, jemně slídnaté, převážně nevápnité jíly až jílovce s laminární až tence deskovitou vrstevnatostí. V jejich svrchní části se vyskytují ryolitové tufity a jíly s měkkýši Pirenella moravica. Celkově dosahují mocnosti až 300 m. Sedimenty eggenburgu se vyskytují také mezi Novými Mlýny, Nikolčicemi a Němčičkami, tj. zabíhají 2 až 10 km na V do podloží flyšových příkrovů. V alochtonní pozici jsou známy u Bavor a Perné. Jedná se zřejmě o tektonicky vyvlečené šupiny z podloží příkrovů. Maximální mocnosti přes 500 m dosahují sedimenty eggenburgu těsně před čelem flyšových příkrovů při hranici s Rakouskem. Eggenburgské sedimenty jsou nejstaršími uloženinami KP na severovýchodní Moravě. Na rozdíl od její j. části zde mají odlišný litologický vývoj. Převládají zde vápence, pískovce a slepence, mocné až 130 m, řazené do źebrzydovického souvrství. Největší souvislou plochu pokrývají tato depozita na bázi dětmarovického výmolu čs. části hornoslezské pánve v území téměř 10 km dlouhém a 1 km širokém (Jurková in Menčík et al. 1983). Z eggenburgu byly popsány jak výskyty bazických těles (lokalita Otice a dobývací prostor bývalého Dolu Ostrava), tak valouny a bloky těchto hornin z tzv. jakloveckých slepenců. Ze svrchního eggenburgu jsou známy také výskyty ryolitových tufů a sedimentů s vulkanoklastickou příměsí. PALEOGEOGRAFIE

V neogénu proniklo moře od J na krystalinikum ČM a na jeho pokryv až v období ukládání eggenburgských sedimentů a zaplavilo území, jehož reliéf byl modelovaný do ostrých hřbetů a hlubokých kaňonů. V kaňonech jsou dnes pohřbeny mořské sedimenty eggenburgu, ležící na silně kaolinizovaném krystaliniku s. a sz. od Znojma

| 317 |


(Čtyroký 1991). V prostoru ústí do vranovické deprese se vytvořil rozsáhlý systém deltových sedimentů. Tato transgrese byla spojena s násunem Vnějších Západních Karpat na j. části ČM. Mohla být zvýrazněna i zvýšením hladiny světového oceánu. Předhlubeň i vídeňská pánev v této době tvořily jednotný sedimentační prostor (Chlupáč et al. 2002). Poměrně hrubá bazální mořská klastika přecházejí do nadloží do jemnějších sedimentů až uhelnatých jílů, které dokládají střídání mořských a terestrických prostředí. Moře v j. části předhlubně bylo podle Nehyby (1997) jen několik málo desítek metrů hluboké, provzdušněné, s výrazně kolísající čistotou a salinitou vody. Eggenburgská transgrese zasáhla také na Ostravsko. Předcházelo jí ukládání fluviálních klastik. Teprve v jejich nadloží sedimentovala patrně v dobře prokysličeném prostředí mělkomořská depozita. Propojení mezi s. a j. částí KP není dosud prokázáno. Radiometrickými měřeními bylo v KP prokázáno eggenburgské stáří jak bazických vulkanitů, tak ryolitových tufů. Střední část předhlubně mezi Brnem a Hranicemi na Moravě byla během eggenburgu a zřejmě i v ottnangu souší stejně jako Opavsko. PALEONTOLOGIE

V pokračování rakouské molasy na J předhlubně obsahují bazální vrstvy hojnou měkkýší a rybí faunu a mikrofaunu odpovídající změnám prostředí od mořského po vyslazené. V litorálních sedimentech eggenburgu jsou nejdůležitějšími biostratigrafickými indikátory společenstva mořských a brakických měkkýšů a obvykle vzácně společenstva bentických dírkovců. V karpatské předhlubni obsahují společenstva vápnitých nanofosilií stratigraficky důležité druhy, na základě kterých lze vymezit standardní nanoplanktonové zóny NN (Martini 1971), které jsou korelovány i s regionálními stupni Centrální Paratethydy (Cicha et al. 1998). Pro stupeň eggenburg jsou stratigraficky významnou skupinou helikosféry. Rozvoj těchto nanofosilií je vázán na mělké vody o normální salinitě. Miocén dobře indikuje Helicosphaera carteri a v zóně NN2 následují první výskyty druhů Helicosphaera scissura, H. mediterranea a H. ampliaperta (CD-příloha 6). Eggenburgské moře jz. části karpatské předhlubně na Moravě bylo obýváno foraminiferovou faunou s druhy Lenticulina div. sp. a Elphidium div. sp., které společně s měkkýši indikují brakické podmínky relativně mělkého moře (CD-tabulka 17–19). Dosud není možné spolehlivě odlišit palynospektra eggenburgu a ottnangu. Mají charakter teplého subtropického rostlinstva s paleotropickými prvky čeledí, rodů a druhů Sapotaceae, Palmae, Engelhardia, Platycarya, Quercoidites microhenrici, Tricolpopollenites liblarensis a Lygodium. Dále byly zjištěny teplomilné kapradiny např. čeledí Pteridaceae, ?Davalliaceae, Schizaeaceae-Cyatheaceae, které jsou přítomny průběžně až hojně. Pro mikroflóru studovaných sedimentů j. části KP je typický pravidelný výskyt pylových zrn čeledi Rutaceae a rodu Platanus. Subtropický rod Symplocos je zastoupen pravidelněji než v mladších sedimentech spodního miocénu. < Tabulka 61. Litostratigrafická tabulka výplně karpatské předhlubně na Moravě. P. Pálenský, J.Adámek, R. Brzobohatý, Š. Hladilová, Z. Jurková, O. Krejčí, J. Šikula, L. Švábenická,P. Tomanová-Petrová, originál. 1 – jíly, 2 – písčité jíly, 3 – písky, 4 – písčité štěrky, 5 – štěrky, 6 – vápence, 7 – tufy a tufity, 8 – vulkanity. Sedimentační prostředí: F – fluviální, B – brakické, M – marinní, L – lakustrinní, PL.FOR. – planktonní foraminifery.

| 319 |

| 320 |


Zástupci opadavé flóry mírnějšího klimatu – rody Carya, Juglans, Betula, Liquidambar – jsou přítomni mnohem méně. Velká část palynomorf patřila zástupcům flóry zonální, silně faciálně ovlivněné. Vegetace pobřežních slanisek (Chenopodiaceae až 37 % ve vzorku) a světelně exponovaných stanovišť (Caryophyllaceae, Asteraceae, Ericaceae) se v profilech střídá s převahou rostlin bažinných porostů (Taxodiaceae, Myricaceae, Cyrillaceae). Flóra rostoucí na okrajích sladkých vod (Sparganium, Potamogeton, Nelumbo, Cyperaceae) je rovněž zastoupena. Typická pro palynospektra eggenburgu byla přítomnost rodu Monocirculipollis, který nebyl zjištěn v mladších sedimentech KP. Nálezy pylových zrn čeledí Chenopodiaceae, Myricaceae, Oleaceae v monomiktních konglomerátech indikují nízkou dynamiku vody a krátký transport. Vysoká frekvence jehličin čeledi Pinaceae, zahrnující nejčastěji rody Pinus, Cathaya a méně Cedrus, Picea, Abies, dokládá diferenciovaný reliéf krajiny (CD-tabulka 16 a CD-příloha 7–9). Často se vyskytovaly i kolonie zelených řas rodu Botryococcus, který je typický pro sladkovodní a brakická prostředí.

Ottnang V prostředí ovlivňovaném erozí eggenburských depozit sedimentovaly v depresích převážně na JZ karpatské předhlubně různé typy jílů, písků a štěrků. Následnou transgresi moře dokládají písky a písčité jíly a jíly až vápnité jíly řazené do rzehakiových vrstev. Na Znojemsku se uložily ryolitové tufity a v jejich nadloží sedimentovaly jíly s hojnými rybími zbytky, tzv. vítonické jíly. Mezi Znojmem a Moravskými Bránicemi tvoří rzehakiové vrstvy písky až štěrky s valouny tmavých rohovců, které pocházejí z jurských vápenců. V širším okolí Brna mezi Ivančicemi až j. okrajem Moravského krasu vystupují nevápnité písčité a písčito-jílovité sedimenty odpovídající rzehakiovým vrstvám (Brzobohatý – Cicha 1993), na jižní Moravě převážně jíly věstonických vrstev. Celková mocnost nepřesahuje 300 m. Na severní Moravě byly uloženiny ottnangu dosud zjištěny pouze ve vrtu NP 812 u Frýdku-Místku v hloubce 841,1–841,9 m. V uvedeném intervalu byly nalezeny rozpadavé světle šedé, jemnozrnné, prachovité křemenné a drobovité pískovce. Čtyroký (1996) srovnává tyto sedimenty s facií rzehakiových vrstev od Moravského Krumlova. Litofaciální a biofaciální podobnost a územní blízkost ottnangských a eggenburgských depozit při z. okraji j. segmentu předhlubně mnohdy komplikuje řešení jejich vzájemných časoprostorových vztahů. Proto hranice eggenburg/ottnang není dosud uspokojivě definována (Brzobohatý – Cicha 1993). PALEOGEOGRAFIE

Jihozápadní část předhlubně podléhala pozvolnému výzdvihu, který byl v důsledku působení štýrské fáze alpinské orogeneze na území dnešního Hornomoravského úvalu až Ostravska výrazně větší. Z toho důvodu se sedimenty ottnangského stáří uložily převážně na JZ KP (obr. 66). Svým rozsahem se tato depozita příliš neliší od rozsahu eggenburgu, pouze jeho klastika jsou poněkud mělkovodnější (Jiříček 1983). Při sledování celkového litostratigrafického vývoje ottnangu lze ve všech dílčích oblastech j. části předhlubně pozorovat stejný jev. V prostředí ovlivňovaném erozí podložních uloženin eggenburgského stáří se v depresích v lagunách s brakickým prostředím uložily různé typy klastik vzniklé patrně v prostředí anoxických, nepříliš


Obr. 66. Izolinie mocnosti sedimentů eggenburgu-ottnangu karpatské předhlubně na jižní Moravě. P. Čtyroký (1986), upraveno. 1 – státní hranice, 2 – izolinie mocnosti v metrech.

hlubokých stagnujících vod nevětraných zálivů rychle se vyslazujícího uzavřeného moře. PALEONTOLOGIE

Zóna NN3 je vymezena přítomností nanoplanktonu druhu Sphenolithus belemnos. Odpovídá zóně planktonních foraminifer M3 Globigerinatella insueta-Catapsydrax dissimilis ve smyslu Berggrena et al. (1995). Mlží fauna s druhem Rzehakia socialis a dále zástupci rodů Congeria, Limnopsis, Ctyrokya, Staliopsis (CD-tabulka 17–19) a také otolitová fauna se zástupci rodů Dapalis a Morone svědčí o oligo- až brachyhalinním prostředí během sedimentace (tabulka 60). Velký rozvoj rzehakií svědčí o chladných klimatických oscilacích spojených s případným průnikem chladných vod z boreálních oblastí (Čtyroký 1991).

Karpat Sedimenty karpatu, ukládané po hiátu, jsou nejstaršími plošně rozšířenými a zachovalými uloženinami v celé KP na Moravě (obr. 67). V jižním segmentu předhlubně jsou řazeny k laaskému souvrství a na S k souvrství stryszavskému. V laaském souvrství sedimentovaly světle šedé písky s jílovou a prachovou příměsí a vápnité laminované jíly („šlíry“) o celkové mocnosti až 1200 m. Stryszavské souvrství tvoří brekcie, písky až pískovce, prachovce, jíly a vápnité jílovce („šlíry“) s polohami štěrků. Místy se

| 321 |

| 322 |


Obr. 67. Izolinie mocnosti sedimentů karpatu v karpatské předhlubni na Moravě. R. Brzobohatý et al. (2003), upraveno. 1 – izolinie mocnosti po 100 m, 2 – čelo nasunutí flyšových jednotek.

vyskytují i vápnité jílovce se sádrovci. Převládajícím typem sedimentů jsou však vápnité jíly až jílovce (tzv. šlíry), které jsou totožné se šlíry laaského souvrství na J předhlubně. Mocnost depozit této jednotky na S předhlubně kolísá od nuly až do 320 m, případně tato jednotka zcela v důsledku eroze příkrovů chybí (tzv. rabotáž sensu Roth 1980). Dosud není prokázána hranice jejich výskytu na V, a proto je s. segment spodnomiocenní předhlubně odlišný od ostatních částí karpatského předpolí. PALEOGEOGRAFIE

Štýrské vrásnění ve flyšovém pásmu vedlo k zásadním změnám ve vývoji sedimentačního prostoru KP, které způsobily její protažení sv.-jz. směrem na Ostravsko a dále až do jz. okrajové části Polska. Na hranici ottnang-karpat měl tektonický neklid za následek regresi moře až lokální přerušení sedimentace. Sedimenty karpatu se tvořily jednak v mělkovodnějším prostředí s kolísající salinitou, jednak v prostředí relativně hlubšího moře. Odlišnosti vývojů karpatu jižní, střední a severní části sedimentačních prostorů odráží rozdílnou mobilitu a sedimentační podmínky bazénů v předpolí Západních Karpat. Převážná část sedimentů stryszavského souvrství má transgresní charakter. Jeho horniny v autochtonní pozici nasedají na paleozoické sedimenty a leží převážně v podloží flyšových příkrovů. Část sedimentů souvrství byla zavrásněna jako šupiny nebo začleněna při násunu příkrovů do příkrovové stavby v parautochtonní, případně až alochtonní pozici. PALEONTOLOGIE

Báze zóny NN4 je vyznačena prvním výskytem druhu Sphenolithus heteromorphus, který se však v karpatské předhlubni vyskytuje nepravidelně a v malém množství, takže pro stratigrafii nemá zásadní význam. Mělkovodní písky s hojnými mlži např.


Nucula nucleus, Anadara diluvii a plži Turritella eryna a dalšími laterálně přecházejí do hlubokovodnějších „šlírů“ s hojnými foraminiferami Uvigerina graciliformis, Pappina breviformis, P. primiformis, Globigerina ottnangiensis, jehlicemi hub, otolity kostnatých ryb (hojný druh Lampanyctus carpaticus) a místy četnými rozsivkami. Lokálně se objevují schránky hlavonožce druhu Aturia aturi. Složení společenstev svědčí o prostředí hlubšího šelfu s častými výkyvy obsahu kyslíku při dně. V nejvyšším karpatu nastupují hojněji foraminifery rodu Globorotalia. Foraminiferová společenstva odpovídají zóně M4, resp. subzónám M4a a M4b (CD-tabulka 17–19). Přítomnost teplomilných polynomorf a jejich podíl vůči prvkům arktoterciérním se oproti eggenburgu a ottnangu výrazně nezměnily a jsou opět ve většině studovaných vzorků silně faciálně ovlivněny. Z hlediska faciálního se běžně a často ve výrazných frekvencích vyskytují reprezentanti azonální flóry bažinných stanovišť (čeledi a rody Myricaceae, Taxodiaceae, Craigia, Pteridaceae, Polypodiaceae) a lužních porostů (Alnus, Ulmaceae, Lythraceae). Tyto tafocenózy jsou charakteristické zejména pro spodní část a okrajové vývoje karpatu. Typické mořské sedimenty, tzv. „šlír“, charakterizuje vysoké zastoupení čeledi Pinaceae (zejména rody Pinus a Cathaya). Rody Tsuga a Abies jako zástupci extrazonální vegetace rostoucí převážně ve výše položených oblastech se vyskytují častěji než v předchozím období. Vyskytují se rovněž zástupci mořských dinoflagelát a cysty zelených řas Prasinophyta, které byly v některých vzorcích nalézány v masovém množství. Pylová zrna a spory byly často degradovány, takže vytvářejí krychlové dutiny, které pravděpodobně vznikly krystalizací pyritu vznikajícího v prostředí se sníženým obsahem kyslíku (CD-tabulka 16 a CD-příloha 7–9).

Baden Spodnobadenská depozita vyplňují v karpatské předhlubni 6–10 km široký pruh před čelem flyšových příkrovů. Směrem k SV se předhlubeň plošně rozšiřuje, takže u Ostravy je široká kolem 15 km a na Karvinsku dokonce její šířka přesahuje 30 km. Z hlavní deprese vybíhají příčné „zálivy“ sz. směru hluboko do ČM (obr. 68). Srovnáním současných mocností lze v badenské dílčí předhlubni vyčlenit několik lokálních depresí s tendencí zahlubování od JZ k SV. V pohořelické depresi je mocnost vrstev spodního badenu 350 m, v rousínovsko-vyškovské do 600 m, v přerovské více než 800 m, v kunčické kolem 900 m a v bludovické přesahuje 1200 m. V karvinskoopavské depresi (= dětmarovické vymýtině), která je oddělena ostravsko-petřvaldskou elevací, přesahuje mocnost spodního badenu 1000 m. Její jižní část je překryta mladoštýrskými příkrovy (Dopita et al. 1997). Podle litologického složení lze uloženiny spodního badenu v j. až střední části předhlubně rozdělit na facii bazálních a okrajových klastik, např. brněnské písky, a pelitickou facii s převahou vápnitých jílů – „téglů“, které většinou nasedají ostře na podloží nebo na bazální klastika. Facie okrajových klastik, tvořená štěrky a písčitými štěrky, zpravidla nesouvisle lemuje z. okraj KP. Lokálně se vyskytuje facie biogenních řasových, tzv. litotamniových vápenců. V severní části předhlubně řadíme jak hrubé sedimenty, tak tégly do lobodického souvrství. Facie bazálních klastik je tvořena vápnitými písky a štěrky. Tato depozita jsou pro svůj rozsah a geologickou pozici (přímo na povrchu paleozoika, méně na staroštýrském příkrovu v centrální části předhlubně) nejvýznamnějším kolektorem hlubinných mineralizovaných vod na severovýchodní

| 323 |

| 324 |


Obr. 68. Izolinie mocností sedimentů spodního badenu v karpatské předhlubni a v opavské pánvi. P. Pálenský, J. Adámek, J. Šikula, originál. 1 – izolinie mocnosti v metrech, 2 – státní hranice.

Moravě. V hlubokých depresích předbadenského reliéfu dosahují tégly mocnosti mnoha set metrů, v opavské pánvi (viz níže) a v bazénu Hornomoravského úvalu (viz níže) několika desítek, event. několika málo set metrů. Ve vyšších částech paleoreliéfu transgredují přímo na svrchní paleozoikum nebo staroštýrský příkrov či na denudační zbytky staršího miocénu. Tufy a sedimenty s vulkanoklistickou příměsí vytvářejí v pelitickém komplexu řadu drobných čočkovitých těles na Ostravsku a v okolí Lipníku nad Bečvou. U Kobeřic bylo zjištěno těleso nefelinického bazanitu. PALEOGEOGRAFIE

Spodnobadenská sedimentace začala vyplňováním depresí předbadenského reliéfu. V této souvislosti zůstává zatím otevřenou otázkou stáří a rozšíření sedimentů při hranici karpat-spodní baden, tedy tzv. grundských vrstev na pomezí Dolního Rakouska a jižní Moravy (Adámek et al. 2005). Převážně terigenní bazální klastika nejsou na celém území stejně stará. Směrem do nadloží přecházejí do mořských písků a štěrků. Po krátké regresní epizodě, místy až přerušení sedimentace, dochází k náhlému prohloubení pánve a k rozsáhlé transgresi moře, ve které se začaly usazovat převážně vápnité jíly („tégly“).


PALEONTOLOGIE

Svrchní část nanoplanktové zóny NN4 je korelována již se spodní částí středního miocénu. Náhlý rozvoj nanoflóry reaguje na badenskou transgresi. Vedle helikosfér se ve větším počtu objevují i zástupci rodů např. Umbilicosphaera, Discoaster, Calcidiscus a Reticulofenestra. Spolehlivým indikátorem spodní části zóny NN5 je první výskyt Helicosphaera waltrans (Ćorić – Švábenická 2004). Tento druh je vázán na časově krátký interval a ve svrchní části zóny NN5 již mizí. Stratigraficky nejmladší společenstva v KP na území ČR jsou charakterizována hojným zastoupením druhu Helicosphaera walbersdorfensis. V centrální části KP na Olomoucku byl zaznamenán výskyt oválných forem Coronocyclus nitescens a velkých exemplářů Coccolithus miopelagicus (Čtyroká – Švábenická 2000), které Young (1998) koreluje s hraničním intervalem zón NN5–NN6. Pro biostratigrafii spodního badenu v KP mají velký význam planktonní foraminifery náležející zóně M5. Planktonní druhy foraminifer Orbulina suturalis a Praeorbulina suturalis dokládají dobrou komunikaci vod Centrální Paratethydy se světovým oceánem. Z bentických druhů nejlépe datuje sedimenty spodního badenu výskyt druhu Uvigerina macrocarinata. Většinou jednoduchá, neúplně zachovalá společenstva vrtavých organismů na skalnatých pobřežích s karbonátovými horninami jsou na několika místech (Mikulov, Brno-Líšeň, Černotín, Hranice na Moravě, Česká Třebová) nejpřesvědčivějším dokladem průběhu a charakteru spodnobadenské transgrese. Společenstva se mohou lokálně dost odlišovat. Převládat může Entobia ispp., Gastrochaenolites ispp. nebo Circolites koutoucensis, které indikují příbojové zóny, nejspíše rychle pohřbené následnou sedimentací (hlavně jílů a slínů). Jíly a slíny spodního badenu mohou lokálně obsahovat četné drobné bioklasty se stopami vrtavých organismů (okolí České Třebové – Oichnus isp., Maeandropolydora isp.) přispívající k porozumění druhovému bohatství a trofické funkci bentického společenstva. Jemná klastika spodního badenu poskytla na lokalitě Brno-Královo Pole důkaz o systematickém využívání jílovitých substrátů k obytným a potravním účelům, jak o tom svědčí složitá spirálovitá obytná struktura Helicodromites, stopy po lezení in-faunních mlžů (Protovirgularia) (CD-tabulka 17–19). Ve spodním badenu byly studovány typické mořské sedimenty, kde se v palynologických preparátech výraznou měrou nalézaly cysty mořských dinoflagelát a rovněž nezřídka organické výstelky („tapeta“) foraminifer. Charakteristický byl též vysoký podíl pylových zrn jehličnatých dřevin, které se vzhledem k velké schopnosti doletu často hromadí v mořských sedimentech. Bylo zjištěno mírné snížení množství pylových zrn rodů Engelhardia, Platycarya a čeledi Oleaceae. Ve spektrech se projevuje vyšší diferenciace pylových zrn dubů (Quercoidites granulatus, Q. asper, Quercoidites sp.). Ojediněle byla identifikována pylová zrna teplomilných taxonů Gothanipollenites gothani, Clerodendrumpollenites microechinatus a Tricolporopollenites indeterminatus. Z azonálních asociací jsou hojně zastoupené pobřežní bažiny (čeledi Taxodiaceae, Myricaceae, Cyrillaceae), procento lužních porostů (Alnus, Ulmaceae, Salix) se ve studovaných vzorcích poněkud snížilo. Pravidelněji než v karpatských sedimentech byly zjišťovány byliny (Poaceae, Asteraceae, Caryophyllaceae – Minutipollis granulatus, Chenopodiaceae). Svrchnobadenské rostlinné tafocenózy se liší od tafocenóz spodního badenu (Cicha et al. 1985). Teplomilné prvky reprezentují pouze čeleď Lygodiaceae a rod Engelhar-

| 325 |

| 326 |


dia. Převažují prvky arktoterciérní Pinus, Betula, Tilia, Ulmus, Alnus a méně kapradiny – Polypodiaceae, Osmunda. V palynospektrech převládají zástupci jehličnanů, které byly pravděpodobně sneseny do pánve z výše položených území – Cedrus, Tsuga, Sequoia.

Neogenní sedimenty s vltavíny Na jižní Moravě, na Znojemsku a Třebíčsku, např. u Hrotovic a Moravského Krumlova, jsou známy izolované výskyty štěrků s vltavíny s mocnostmi řádově v metrech. Časově je řadíme do svrchního badenu a do sarmatu až pleistocénu. V obou případech se jedná o terestrické uloženiny.

Opavská pánev a Hornomoravský úval Miocén Sedimentární vývoj opavské pánve je poněkud odlišný od karpatské předhlubně a zahrnuje období od spodního do svrchního badenu. Do spodního badenu náleží litofacie bazálních klastik, pestré souvrství a šedé vápnité jíly s projevy bazického vulkanismu. Bazální klastika obsahují štěrky, písky s valouny hornin mississippu (= spodního karbonu a spodního namuru). Dosahují mocnosti max. 30 m. Pestré souvrství je tvořeno písky a písčitými jíly s vložkami uhelnatých jílů. Šedé vápnité jíly s vulkanity odpovídají mořskému vývoji v KP. Střední baden navazuje na předchozí sedimentaci. Pokračuje vápnitými jíly, ve kterých směrem do nadloží přibývají vložky a polohy písků. Na mělčinách této pánve se ukládaly evapority – tzv. kobeřické sádrovce a v jejich okrajových částech klastika brakického a terigenního prostředí. Mocnost sádrovcového vývoje dosahuje až 65 m. Svrchní baden tvoří vápnité jíly s rostlinnými zbytky a ve spodní části také polohy vápenců. Postupně došlo k vyslazování a k definitivnímu ústupu moře. Nejmladšími sedimenty jsou štěrky, označované jako kobeřické vrstvy (Eliáš et al. 2002). Leží v nadloží svrchnobadenských jílů s endemickým planktonním druhem Velapertina indigena. PALEOGEOGRAFIE

Zatímco spodnobadenská depozita jsou svým vývojem blízká charakteru spodního badenu KP na Ostravsku, jsou podle Cichy et al. (1989) střednobadenské a svrchnobadenské sedimenty součástí samostatné pánve. Jedná se jak o terestrická, tak mořská klastika. V mělčích a okrajových částech pánve sedimentovaly evapority („kobeřické sádrovce“). Sedimentační prostor v opavské pánvi je dokladem posledních intrabadenských pohybů a poslední migrace její osy na platformu. PLIOCÉN

Z opavské pánve byly popsány Kodymovou a Šibravou (1959) štěrky, vystupující v podloží glacifluviálních uloženin kvartéru. Je pro ně navrženo označení kobeřické vrstvy (Eliáš et al. 2002). Jejich izolované výskyty s mocnostmi do 10 m známe z okolí


Kobeřic a časové zařazení do pliocénu je založeno na strukturní pozici a dedukci. Nelze však vyloučit, že se jedná o uloženiny říčního toku z.-v. směru. Jejich pozice může být obdobou sedimentů paleořek, které souvisely s paleogeografií sedimentů mohelnické deprese a Hornomoravského úvalu. V sedimentačním bazénu Hornomoravského úvalu se uložily klastické terestrické sedimenty, které neleží bezprostředně v geograficky vymezeném území předhlubně, ale z hlediska geologického vývoje okolí s. části KP na ni navazují. Tato depozita byla dosud neformálně označována jako „pliocén“. Eliáš et al. (2002) je nazvali křelovským souvrstvím. Vyplňují prakticky celou oblast pánve Hornomoravského úvalu, na V zasahují do okolí Fryštátu a na J hluboko do oblasti flyšových příkrovů v Chřibech. Vyvíjely se ve dvou litofaciích: psefiticko-psamitické a psamiticko-pelitické. Psefiticko-psamitické sedimenty vystupují v podobě drobných ostrůvků zejména v okolí Kroměříže a v prostoru mezi Soběsuky a Nětčicemi. Zastiženy byly také v úzkém zálivu pronikajícím do údolí Moravy od SZ. Písky jsou jemně až hrubě zrnité s nevýraznou vrstevnatostí. Ve štěrcích převládá křemen, méně je pískovců, vápenců, drob, rul a kvarcitů. V okrajové oblasti Chřibů jsou kromě křemene přítomny ve větší míře také valouny hornin ždánického a magurského flyše. Horniny této litofacie jsou pokládány za bazální klastika pliocenního sedimentačního prostoru. Sedimenty psamiticko-pelitické litofacie jsou uloženinami hlubších částí sedimentačního prostoru, případně oblastí se sníženým přínosem klastického materiálu do pánve. Na povrch vystupují v podobě erozních zbytků zejména u Lutopecen, Bezměrova a Postoupek a ve střední a v. části sedimentačního prostředí fryštáckého příkopu (brázdy). Sedimenty řazené do této litofacie byly zastiženy také vrty v nivě řeky Moravy, kde v. a jv. od Kroměříže dosáhly mocnosti až 120 m. Jedná se o pestře zbarvené, smouhované a lokálně vápnité jíly s čočkami a polohami písků a štěrků, jejichž valounový materiál je tvořen převážně horninami flyše. Pliocenní sedimenty, zachované v okolí Fryštátu, mají obdobný charakter. Na rozdíl od pliocenních uloženin v údolí řeky Moravy mají více klastické složky, jejíž podíl stoupá směrem k V.

Strukturně tektonický vývoj Charakter sedimentačních prostorů a výsledná geotektonická pozice neogenních sedimentů KP byly určovány geodynamickým vývojem Západních Karpat a jeho odrazem v ČM. Geologický vývoj neogenních sedimentů předhlubně byl podmíněn spolupůsobením tektoniky a globálních eustatických pohybů mořské hladiny. Tektonika byla kontrolována predispozicí relativně stabilního bloku ČM zeslabeného vznikem riftu a tvorbou akrečního orogenního klínu příkrovů Vnějších Západních Karpat progradujícího na předpolí. Postupný pohyb příkrovů k S, doprovázený segmentací a rotací k SZ, kompresním režimem a nárůstem zátěže, vyvolal flexurní prohyb předpolí. Vznikla předhlubeň, lišící se od struktur nesených zbytkových pánví doznívajících flyšových trogů svojí pozicí i vývojem. Pohyb příkrovů v čase a diferencovaná odezva předpolí podmínily odlišnou depoziční intenzitu a historii různých částí předhlubně. Jejich primární rozdíly byly později ještě zesíleny mladší, pobadenskou tenzní tektonikou (viz např. Eliáš – Pálenský 1998). Již v období karpatu lze odlišit tři výrazné sektory předhlubně projevující se i v dnešním obrazu geologické stavby: sektor jihozápadní

| 327 |

| 328 |


mezi hranicí s Rakouskem a ždánickou elevací krystalinika, střední – od ždánické elevace po Moravskou bránu, a severovýchodní – severně od Moravské brány až po Ostravsko. Jihozápadní sektor se vyznačoval vyšší mobilitou ve spodním miocénu, která se projevovala hlubším flexurním prohybem, vyššími rychlostmi subsidence a většími mocnostmi sedimentů. Tento sektor byl asymetrickou pánví, jejíž distální část měla relativně plochý reliéf bez zřetelnějšího vyklenutí typu čelní výdutě („forebulge“) s aktivními příčnými depresemi vranovickou a nesvačilskou, jak o tom svědčí relikty karpatu na ČM v jejich sz. pokračování u Dolních Dubňan, resp. Moravských Knínic a Lipůvky sv. od Brna. Výduť byla výrazněji a s časovým posunem vytvořena v sv. části předhlubně, kde sedimenty karpatu transgredovaly na členitější reliéf s diferencovanějšími depocentry, nižší mírou subsidence, a tudíž i menšími mocnostmi výplně. Tato výduť dosáhla v tomto sektoru svého maxima na rozhraní karpatu a badenu. Za její jv. okraj je považován slavkovsko-těšínský hřbet (Eliáš – Pálenský 1998). V části předhlubně mezi Slavkovem u Brna a Kroměříží mohou být první projevy zvedání slavkovsko-těšínského hřbetu spojeny s diskordantním uložením ivaňských vrstev laaského souvrství, jeho výrazné vyklenutí však kulminovalo až po spodním badenu (Stráník – Brzobohatý 2000). Završení vývoje předhlubně v karpatu je spojeno s ukončením subdukce a silnou inverzí (např. Tomek 1999). Rozdílné jsou v obou sektorech i mechanismy násunů štýrských příkrovů. V jižní a střední části předhlubně se příkrovy sunuly pohybem typu „out-of-sequence thrusting“, tj. překrývají starší část laaského souvrství a mají v imbrikacích, resp. na čelech příkrovů jeho mladší část. V části mezi Hranicemi na Moravě a Českým Těšínem je starší štýrský příkrov dosunutý přes nejvyšší část stryszavského souvrství a mladší štýrský příkrov pak i na sedimenty spodního badenu (Stráník – Brzobohatý 2000). Z výzkumů Havíře et al. (2004) je zřejmé, že např. v Moravské bráně je celá struktura předhlubně ovlivněna dosouváním karpatských příkrovů a včetně sedimentů spodního badenu je postižena zkrácením a násuny v období středního badenu. V Hranicích na Moravě je doložen přesmyk paleozoických vápenců přes sedimety stryszavského souvrství stáří karpatu a z Podhůry u Týna nad Bečvou je znám přesmyk kulmu přes sedimenty spodního badenu. U Bělotína dokládají Havíř et al. (2004) přesunutí neogenních sedimentů přes mississipp také ve výchozech. Opavská pánev byla v období středního a svrchního badenu součástí samostatné předhlubně a je příkladem posledních intrabadenských pohybů a poslední migrace osy předhlubně na platformu (Cicha et al. 1989). Tektonika v opavské pánvi je podobně jako na Ostravsku radiálního charakteru. Vznik pánve Hornomoravského úvalu byl v pliocénu odrazem dalších tektonických fází na styku Karpat a ČM s odlišnými vektory pohybů, radiální tektonikou a tektonickým plánem, ve kterém dominují sz.-jv. směry. Zjednodušeně řečeno v KP převládají zlomové systémy JZ-SV a SZ-JV. Zatímco první systém je morfologicky výrazný a projevuje se nejvíce na z. omezení předhlubně vůči krystaliniku a paleozoiku po celé její délce, mezi Znojmem až Ostravou a také na v. okraji v návaznosti na čela flyšových příkrovů, tak systém SZ-JV dělí spodnobadenskou předhlubeň na segmenty s proměnlivým faciálním obsahem a odlišnou mírou eroze. Ten je morfologicky patrný mezi Kroměříží a Přerovem vlivem příčné geologické struktury Hornomoravského úvalu.


Vulkanismus Vulkanickou aktivitu ve spodním miocénu v j. části předhlubně dokládají výskyty sedimentů s vulkanoklastickou příměsí, které mohou být spjaty s jihoslovenskou a severomaďarskou eggenburg-ottnangskou intenzivní vulkanickou aktivitou. Není však vyloučeno, že při nejmladších sávských pohybech fungoval v alpsko-karpatské předhlubni v Rakousku nebo na Moravě ostrovní vulkán, nyní hluboko zakrytý pod čely příkrovů nebo mocným pokryvem miocénu. V severní části KP je ve spodním miocénu znám výchoz melilitického olivínického čediče u Otic při z. okraji dílčí opavské pánve s radiometricky stanoveným stářím cca 20 Ma (Macoun et al. 1979). V dobývacím prostoru Dolu Ostrava, závod P. Bezruč, vycházejí na karbonský povrch žilná tělesa alkalických čedičů (Dopita et al. 1997). Valouny a bloky těchto hornin byly erodovány a resedimentovány do eggenburgských depozit u Jaklovce (bývalý Wilczkův lom). Ve spodním a středním miocénu byly nalezeny dva obzory tefry. Jejich průměrný radiometrický věk byl určen na 20,3 ± 2,4 Ma pro svrchnoeggenburgská, zatímco pouze 16,2 ± 2,1 Ma pro spodnobadenská vulkanoklastika. Vulkanický materiál má původ ve vápenato-alkalickém vulkanismu ostrovních oblouků. Zdroj je kladen na V do karpato-pannonské oblasti. Vulkanismus v období středního miocénu dokládají v nepatrné míře se vyskytující tufy a sedimenty s vulkanoklastickou příměsí, které vytvářejí v pelitech spodního badenu (lobodické souvrství) řadu drobných čočkovitých těles. Byly zjištěny ve vrtech na Ostravsku a ve výchozech u Lipníka nad Bečvou. Jejich vulkanický materiál byl patrně transportován z Karpat. V Kobeřicích u Bendova mlýna je znám tzv. kobeřický vulkán. Nefelinické bazanity, spolehlivě stratigraficky datované, zde byly ověřeny také mělce pod povrchem ve vrtech na sádrovec. Bazanity nasedají na bazální klastika spodního badenu a několikrát se s nimi střídají. Vulkanický materiál v sedimentech karpatské předhlubně má však kyselejší složení. Nehyba (1997) na základě studia kyselých distálních ryolitových a dacitových vulkanoklastik zjistil výrazné rozdíly mezi svrchnoeggenburgskými a spodnobadenskými produkty. RELIKTY NEOGÉNU V OKOLÍ KARPATSKÉ PŘEDHLUBNĚ

Relikty neogénu dokládají přínos horninového materiálu do karpatské předhlubně. Leží na různorodém podloží – na krystaliniku ČM, na svrchním paleozoiku boskovického příkopu a orlické pánve a také na flyši Západních Karpat. Na základě paleogeografických úvah je jejich stáří kladeno do spodního miocénu až do pliocénu. Relikty spodního miocénu (eggenburgu až ottnangu) z. od předhlubně jsou známy z okolí Znojma, Moravského Krumlova a Malešic. Jedná se o relikty písků, štěrků, prachů a jílů zpravidla fluviolakustrinního původu. U Dolních Dubňan byly zastiženy uhelnaté jíly až slojky hnědého uhlí mocné do 50 cm. Významné relikty neogénu nacházíme v okolí Ivančic až Moravských Knínic (karpat – spodní baden). Ostatní relikty z okolí Kralic nad Oslavou, Borače a z dalších lokalit odpovídají období spodního badenu. V boskovické depresi jsou sedimenty středního miocénu (spodního badenu) přítomny v pestrém litologickém vývoji. Písky a vápnité jíly známe od Mohelnice a Městečka Trnávky, Ústí nad Orlicí až České Třebové, řasové vápence se vyskytují u Sudic a v okolí Světlé a Pamětic. Terciérní reliktní sedimenty se vyskytují také v Moravském krasu (Sloup, Jedovnice, Lažánky aj.) a jsou vázány především na krasová údolí. Převažují pelity s mořskou faunou spodního badenu.

| 329 |

| 330 |


K nejzápadnějším výskytům náleží sladkovodní písčito-jílovité miocenní horniny z okolí Jihlavy. Neogenní relikty spodnobadenských sedimentů, uložené paleotoky, které ústily do s. části karpatské předhlubně, byly popsány zejména z okolí Fulneku, Vítkova a Oderska. V autochtonní pozici na krystaliniku v. od předhlubně a pod flyšovými příkrovy a také na příkrovech jsou dochované relikty pískovců, slepenců a jílovců zastižené mezi Bučovicemi, Žarošicemi, Rašovicemi, Lubnou a dále např. v okolí Dřevohostic, Malhotic u Hranic na Moravě a Frýdecko-Místecku. Písčité štěrky vystupují v podobě drobných ostrůvků také v okolí Kroměříže a v prostoru mezi Soběsuky a Nětčicemi, v. od Vyškova a na jižní Moravě mezi Pouzdřany a Šakvicemi. Pliocenního stáří jsou zřejmě relikty v okolí Tršic, nejzápadnější výskyty byly zjištěny u Bludova a Dolní Moravy.

Hydrogeologie ROZŠÍŘENÍ HYDROGEOLOGICKÝCH TĚLES A JEJICH HYDRAULICKÉ VLASTNOSTI

Na jižní Moravě je většina okrajové části předhlubně tvořena sedimenty eggenburgu a ottnangu s převahou písčitých sedimentů, často s polohami štěrků nebo jílů a prachů. Psamity a psefity místy výrazně dominují. Hrubá klastika mají převážně střední transmisivitu. Z karpatské předhlubně zasahuje neogén řadou výběžků k SZ až S do okolního krystalinika a místy i jeho pokryvu. Vysoká transmisivita převládá v okolí miroslavské krystalinické hrástě, kde převážně písčité a štěrkovité sedimenty eggenburgu–ottnangu jsou zpravidla jen několik desítek metrů mocné. Dále k JV značně stoupá hloubka jejich uložení, takže v blízkosti čel karpatských příkrovů leží již v hloubce přes 1 km. Stejným směrem klesá i jejich propustnost. Pro centrální část předhlubně je charakteristická převaha jílovitých sedimentů jak v karpatu, tak badenu. Jen v omezených územích převládají v povrchových výchozech písky nad jíly a prachy. Písčité polohy místy dosahují mocnosti až 30–50 m. Na základě výsledků průzkumných hydrogeologických vrtů, hlubokých až 450 m, mají uloženiny karpatu téměř výlučně střední transmisivitu. Jeho svrchní partie byly hydrogeologicky zkoušeny také řadou mělčích vrtů do hloubek kolem 30 m. Jejich transmisivita se obvykle pohybuje mezi nízkou a střední. Badenské sedimenty jsou tvořeny převážně vápnitými jíly s polohami vápnitých písků. Hydrogeologicky významná jsou badenská bazální klastika, tvořená zejména štěrky a písky. Jejich mocnost v širším okolí soutoku Dyje a Svratky silně kolísá. Dosahuje hodnot až přes 100 m. Mimořádně vysoká transmisivita až 2100 a 7500 m2 . d–1 byla zjištěna vrty v okolí Brodu nad Dyjí. Ve východní předpříkrovové části předhlubně jsou hydrogeologické poměry mnoho set metrů mocných uloženin karpatu výrazně ovlivněny flyšovými příkrovy, v jejichž předpolí a pod nimi jsou tyto sedimenty zvrásněny. Průměrná transmisivita, zjištěná ve vrtech svrchní části depozit karpatu u Dunajovických vrchů, je značně nižší ve srovnání s převládající transmisivitou dalších sedimentů KP. Lze tak předpokládat možný vliv strukturní pozice karpatu Dunajovických vrchů před čelem příkrovů na celkové snížení jeho propustnosti v důsledku ztráty či výrazného zmenšení původní intergranulární pórozity.


Bazální klastika karpatu, vyvinutá lokálně na severní Moravě, netvoří geologicky ani hydraulicky souvislou polohu. Jejich mocnost dosahuje max. prvních desítek metrů. Bazální klastika badenu, označovaná jako detrit, se vyskytují na Ostravsku. Vyskytují se v depresích předmiocenního povrchu, v tzv. výmolech či vymytinách. Tvoří zde nejvýznamnější hydrogeologické kolektory, které svými přítoky významně ovlivňovaly jak těžbu uhlí, tak také kvalitu čerpaných důlních vod, protože obsahují silně mineralizované solanky mnohdy sycené plynem (CH4 a CO2). Mají různý litologický vývoj od štěrků po písky. Spolu s rozvolněným silně rozpukaným zvětralinovým pláštěm karbonu v jejich bezprostředním podloží vytváří bazální klastika badenu hydraulicky spojité prostředí. V převážně pelitickém vývoji spodního badenu v nadloží detritu, představujícím regionální hydrogeologický izolátor, leží ve dvou výškových úrovních nepříliš mocné, nicméně hydrogeologicky významné písčité polohy. Také tyto polohy obsahují silně mineralizované solanky využívané v lázních Darkov a Klimkovice. PROUDĚNÍ PODZEMNÍCH VOD, ZVODNĚNÉ SYSTÉMY

Karpatská předhlubeň je asymetrickou hydrogeologickou pánví, představující rozsáhlý a komplikovaný zvodněný systém, tvořený nepravidelným střídáním většího množství vrstvových kolektorů a izolátorů neogenních sedimentů a jejich kvartérním pokryvem. Na jižní Moravě probíhá regionální víceméně spojité proudění generelně k JV od infiltračních území vázaných především na výchozové partie psamitických sedimentů eggenburgu–ottnangu, popř. kvartérních fluviálních uloženin. Větší část infiltrované vody se odvodňuje již v údolích na Z předhlubně, kde bylo vzestupné proudění prokázáno v řadě míst přetokem vody z vrtů. Výtlačné úrovně, zjištěné ve vrtech vesměs jen do několika málo metrů nad terénem, naznačují na druhé straně značnou vertikální spojitost jednotlivých kolektorů bez existence regionálně rozšířených jednoznačně definovatelných hydrogeologických těles. Drenážní oblast regionálního proudění zvodněného systému j. části předhlubně lze situovat především do údolí Dyje pod jejím soutokem s Jevišovkou a kolem dolního toku Jihlavy, popř. jejího soutoku se Svratkou. Přírodní poměry zde však byly ovlivněny výstavbou horní novomlýnské nádrže. Dále k východu před čely karpatských příkrovů sedimenty předhlubně zřejmě ztrácejí charakter hydrogeologické pánve. Je zde možné předpokládat jak lokální proudění podzemní vody zejména v připovrchovém kolektoru zvětralin a rozevřených puklin směrem k místním drenážním bázím, tak značný pokles propustnosti směrem do hloubky. Ve střední a s. části předhlubně nelze významnější proudění podzemních vod předpokládat vzhledem k velkým mocnostem převážně pelitických sedimentů. Podzemní vody v bazálních kolektorech jsou vesměs neobnovovanými zásobami a k oživení jejich proudění došlo pouze antropogenními zásahy na Ostravsku. Původní piezometrické napětí detritové zvodně bylo v průběhu těžby černého uhlí sníženo odvodňováním vrty či „řízenými závaly“ o desítky metrů. KVALITA PODZEMNÍCH VOD

Chemické složení svrchních zvodní se vyznačuje mineralizací, odrážející především litologický a chemický charakter příslušných kolektorů v daných geografických a klimatických podmínkách. Naproti tomu pro podzemní vody hlubších zón platí všeobecné

| 331 |

| 332 |


zákony vertikální změny chemismu a celkové mineralizace v závislosti na hloubce a charakteru proudění podzemní vody až na výjimky nezávislé na litologii a chemismu hornin. Uvedené změny dokládají projevy tzv. vertikální hydrochemické zonálnosti. Pokud tedy nejsou podzemní vody ovlivněny chemicky aktivním prostředím (v prostoru předhlubně zejména existencí sádrovce, popř. hornin s vyššími obsahy hořčíku), lze vertikální hydrochemickou zonálnost schematizovat postupným přechodem vod Ca-HCO3 (popř. Ca-SO4) typu k Na-HCO3 a Na-Cl typům. Na jižní Moravě se nevýrazný základní typ Ca-HCO3 podzemních vod vyskytuje především v mělčích partiích neogénu v rozsahu výchozů sedimentů eggenburgu–ottnangu, zatímco vrty, situované dále k V a ověřující hlubší kolektory neogénu předhlubně, jsou charakteristické základním typem s výrazným obsahem hlavních složek Ca-HCO3. Celková mineralizace vod převládajících typů se obvykle pohybuje mezi 0,5–0,8 g . l–1. Vody se zvýšenou celkovou mineralizací nad 1 g . l–1 se často vyznačují zvýšenými obsahy síranů. V předpříkrovové části karpatské předhlubně naprosto převládají síranové vody, většinou základních typů Ca-SO4 a Mg-SO4 s celkovou mineralizací až několik g . l–1. V tomto území přibývá v podzemních vodách směrem do hloubky sodíku a chloridů, od hloubek několika set metrů (obvykle kolem 500–700 m) převládá Na-Cl typ. Současně stoupá také celková mineralizace těchto solanek až na obvyklých několik desítek g . l–1. Tyto vody jsou fosilního mořského původu. V ostravském detritu se vyskytují neobnovitelné zásoby podzemních vod fosilního synsedimentárního původu, silně mineralizované (až více desítek g . l–1), převažujícího typu Na-Cl, na řadě míst sycené metanem nebo oxidem uhličitým. MOŽNOSTI VYUŽITÍ PODZEMNÍCH VOD. MINERÁLNÍ VODY

Využívání prostých podzemních vod je reálné především z nehluboko uložených písčito-štěrkovitých sedimentů, rozšířených především v j. a méně často též ve střední části předhlubně. Další omezené možnosti využití v j., stejně jako ve střední a s. části předhlubně mohou poskytovat jen písčité vložky ve většinou pelitických komplexech karpatu a badenu. V hlubších partiích předhlubně, od hloubky několika set metrů, se vesměs vyskytují silně mineralizované podzemní vody. Jedná se především o Na-Cl solanky nevyužitelné pro vodovodní zásobování, které naopak při vyšších obsazích jódu vytvářejí předpoklady pro jejich balneologické využití, ke kterému již v některých územích dochází. V nadloží detritu leží na Ostravsku ve dvou výškových úrovních písčité kolektory, které také obsahují fosilní silně mineralizované solanky se stagnujícím systémem s napjatou hladinou. Tyto vody jsou využívány v lázních Darkov a Klimkovice. Další možnosti využití solanek nabízejí hluboké vrty hloubené při průzkumu ložisek uhlovodíků a uhlí. Za přírodní léčivý zdroj byla prohlášena také jodová terma, zjištěná hlubokým vrtem u Rožnova pod Radhoštěm. V předpříkrovové části předhlubně se vyskytují mělké podzemní vody litomorfní geneze s vyšší mineralizací, které lze do určité míry považovat za obdobu lahvované šaratické hořké vody, vázané již na sousední flyšové pásmo. ANTROPOGENNÍ OVLIVNĚNÍ PODZEMNÍCH VOD

Kromě možné kontaminace rozsáhlou zemědělskou činností především na j. Moravě může vyvolat lokální ovlivnění hydrogeologických poměrů těžba spodnobadenských písků a štěrků a dále doznívající exploatace sádrovců středního badenu např. u Kobeřic


na Opavsku. K jejich daleko největšímu regionálnímu antropogennímu ovlivnění došlo a dochází na Ostravsku těžbou černého uhlí. Na území předhlubně se to týká především balneologického využívání fosilních solanek vázaných na spodnobadenská bazální klastika, tzv. detrit, resp. i vyšší badenské kolektory. Současný útlum těžebních aktivit by se mohl do budoucna příznivě projevit. Skutečnost, že Ostravsko je rozsáhlou sídlištní a průmyslovou aglomerací, vedla k mimořádnému ovlivnění veškerého životního prostředí a nadále vyvolává další rizika. Z hydrogeologického hlediska se jedná především o využívané zdroje podzemních vod v kvartérních kolektorech fluviálního a glacigenního původu. Některá území KP jsou vhodná pro výstavbu podzemních zásobníků plynu aquiferového typu. Možnosti určuje především rozdělení litofacií spolu se strukturními poměry.

Nerostné suroviny V karpatské předhlubni bylo ověřeno a je těženo několik menších ložisek ropy a především zemního plynu. Několik již vytěžených ložisek plynu bylo přeměněno na významné podzemní zásobníky plynu. Kromě těchto surovin se v předhlubni exploatují ložiska cihlářských surovin, štěrkopísků, sádrovce a vápence (CD-NS tabulka 2, 3, 7, 10, 14, 16, CD-NS příloha 6, 8, 10, 11).

Uhlí Z karpatské předhlubně a jejích výběžků na ČM jsou známy převážně lokální výskyty uhelnatých jílů a tenkých uhelných slojí např. u Dolních Dubňan z. od Moravského Krumlova (až 50 cm mocné sloje), Ostravy-Kunčic a Svinova. Výskyt hnědého uhlí u obce Bělotín u Hranic uvádí Petrascheck (1925), u obce Šafov Mísař et al. (1983). Pouze sz. od Brna z Lažánek u Veverské Bítýšky je v roce 1918 prokázána krátkodobá těžba hnědého uhlí z asi 1 m mocné hnědouhelné sloje. Její uhlí mělo 39 % vody, 8 % popela a 63 % uhlíku (Havlena 1964).

| 333 |

Terciérní uhlonosné relikty ve Slezsku

Recommend Documents