MASARYKOVA UNIVERZITA

Transkript

1 MASARYKOVA UNIVERZITA PŘÍRODOVĚDĚCKÁ FAKULTA ÚSTAV GEOLOGICKÝCH VĚD MODELOVÁNÍ VZNIKU HALFGRABENU NA PŘÍKLADU BOSKOVICKÉ BRÁZDY Diplomová práce Adam Jaroš Vedoucí práce: doc. RNDr. Rostislav Melichar, Dr. Brno 2014

2 2014 Bc. Adam Jaroš Všechna práva vyhrazena

3 Bibliografický záznam Autor: Bc. Adam Jaroš Přírodovědecká fakulta, Masarykova univerzita Ústav geologických věd Název práce: Modelování vzniku halfgrabenu na příkladu boskovické brázdy Studijní program: Geologie, navazující magisterské studium Studijní obor: Geologie Vedoucí práce: doc. RNDr. Rostislav Melichar, Dr. Akademický rok: 2013/2014 Počet stran: 60 Klíčová slova: half-graben, poklesový zlom, boskovická brázda, balancování, rekonstrukce, příčný řez, přímé modelování MDT:

4

5 Bibliographic Entry Author: Bc. Adam Jaroš Faculty of Science, Masaryk University Department of Geology Title of Thesis: Modelování vzniku halfgrabenu na příkladu boskovické brázdy Degree Programme: Geology Field of Study: Geology Supervisor: doc. RNDr. Rostislav Melichar, Dr. Academic Year: 2013/2014 Namber of Pages: 60 Keywords: Half-graben, normal fault, boskovice furrow, balancing, reconstruction, cross-section, forward modeling MDT:

6

7 Abstrakt Práce je zaměřena na modelaci vzniku half-grabenu boskovické brázdy, převážně pak na průběh jejího hlavního (východního) poklesového zlomu v příčném profilu. Podává také ucelený přehled ohledně charakteristiky a dosavadní prozkoumanosti boskovické brázdy a interpretací její tektonické stavby. Jsou popsány metody rekonstrukce a balancování geologických příčných řezů, metody deformací jednoduchým střihem a vypracovány různé modelace konstrukcí geometrie boskovické brázdy pomocí přímého modelování programem FaultFoldForward (Allmendinger, 2012). Jednotlivé modelace byly následně analyzovány a porovnány se získanými daty a také dřívějšími interpretacemi stavby boskovické brázdy. Z těchto analýz vyplývá, že měl její východní zlom při vzniku half-grabenu boskovické brázdy úhel sklonu ~70 a pro velké mocnosti permokarbonských sedimentů musel být umístěn na rampě tvořené staršími násuny relativně blízko k sub-horizontální ploše bazálního odlepení. Abstract The thesis is focused on modeling of the origin of Boskovice half-graben and mainly on the geometry of the normal fault which defines its east border. It also gives a comprehensive overview about the characteristics and current exploration of Boskovice furrow and interpretation of its tectonic settings. The methods of reconstruction and balancing of geological cross sections are explained so as the methods of deformation by simple shear. Various constructions of geometry of the Boskovice half-graben are modeled by forward modeling software FaultFoldForward (Allmendinger, 2012). These models were then analyzed and compared with field data and earlier tectonic interpretations. As a result of these analyses, the probable geometry of the normal fault during its origin is proposed. The dip of the fault had to be around 70 and it was probably placed on older thrust ramp relatively close to the flat of basal detachment.

8

9

10

11 Předmluva Dodnes velmi malá prozkoumanost hlubší stavby boskovické brázdy nám nedovoluje spolehlivě odpovědět na některé otázky týkající se tektonické stavby jejího podloží a brázdy samotné. Tato práce měla ověřit myšlenku, že východní zlom boskovické brázdy vznikl v extenzním režimu na konci variského vrásnění a byl oproti dnes v terénu viditelnému vertikálnímu sklonu původně ukloněn v ~70 0 na Z, což se podařilo pomocí metody přímého modelování. Na tomto místě bych také rád poděkoval svému školiteli doc. RNDr. Rostislavu Melicharovi, Dr. za odborné vedení této práce, věnovaný čas, cenné připomínky a trpělivost při konzultacích. Dále bych poděkoval České geologické službě za poskytnutí strukturních dat a v neposlední řadě patří velké dík mé rodině a blízkým, kteří mi byli velkou oporou při tvorbě této práce a plně mě podporovali. autor Prohlášení Prohlašuji, že jsem svoji diplomovou práci vypracoval samostatně s využitím informačních zdrojů, které jsou v práci citovány. V Brně dne 17. března 2014 Bc. Adam Jaroš

12

13 OBSAH 1. ÚVOD BOSKOVICKÁ BRÁZDA Umístění a charakteristika boskovické brázdy Geologický vývoj boskovické brázdy Struktura a výplň boskovické brázdy Tektonická stavba boskovické brázdy Přehled studia boskovické brázdy SYSTÉM POKLESOVÝCH ZLOMŮ Regionální systém poklesových zlomů REKONSTRUKCE A BALANCOVÁNÍ Úvod do rekonstrukce a balancování Konstantní délka a plocha METODIKA Střih (Shear) Vertikální jednoduchý střih (Vertical simple shear construction) Šikmý jednoduchý střih (Inclined simple shear construction) Trojný střih (Trishear) Další modely FaultFoldForward (FFW) užití programu pro přímé modelování Použitá data Strukturní měření Mapa mocností permokarbonu Geologické interpretace VÝSLEDKY Vstupní parametry Modelace half-grabenu Nízký úklon poklesového zlomu Vyšší úklon poklesového zlomu DISKUSE Poklesy s nízkým úklonem Poklesy s vyšším úklonem ZÁVĚR LITERATURA PŘÍLOHY... 57

14

15 1. ÚVOD Sedimenty boskovické brázdy překrývají jedno z nejzajímavějších geologických rozhraní Českého masivu: letovické a zábřežské krystalinikum, moldanubikum, moravikum na západním okraji a brněnský masiv s moravskoslezským paleozoikem na okraji východním Mísař (1983). Podle Peška et al. (2001) patří boskovická brázda mezi limnické pánve ČR málo prozkoumané. Celkem komplexně je sice geologicky zmapována povrchově s návazným litologickým a paleontologickým výzkumem, sondami a mělkými vrty, avšak průzkum její hlubší stavby je omezen pouze na důlní díla a podpovrchové vrty v rosicko-oslavanském revíru v jihozápadní části brázdy a také zčásti na její část severní, kde byly provedeny poměrně mělké vrty do podloží u Letovic a Jevíčka. Střední část brázdy byla částečně pokryta geofyzikálními pracemi, dodnes ale nebyla prozkoumána hlubokými vrty, díky čemuž mohou být některé interpretace stavby a vývoje boskovické brázdy nejisté. 15

16 16

17 2. BOSKOVICKÁ BRÁZDA 2.1. Umístění a charakteristika boskovické brázdy Boskovická brázda leží v jižní části moravskoslezské oblasti (obr. 2.1). Z geomorfologického hlediska je Boskovická brázda protáhlá 3 10 km široká tektonická sníženina s průběhem od JJZ k SSV, s plochou ~ 479 km 2 a střední nadmořskou výškou ~ 355 m n. m. Žernovická hrásť Boskovickou brázdu rozděluje na jižní Oslavanskou brázdu a severní Malou Hanou. Její výplň tvoří permokarbonské a neogenní sedimenty s menšími ostrůvky usazenin křídových (Demek et al., 2006). Obrázek 2.1: Pozice boskovické brázdy v rámci Českého masivu (podle České geologické služby, 2013, upraveno). Legenda ke geologické mapě viz přílohu č. 1. Boskovická brázda se řadí mezi permokarbonské limnické pánve na území České republiky (obr. 2.2). Jejich limnické sedimenty vyplnily deprese, které vznikaly mezi vyvrásněným variským horstvem ve svrchním karbonu. Leží tedy na zvrásněném proterozoickém nebo paleozoickém podloží. Tyto sedimenty nebyly následně výrazněji tektonicky postiženy, prošly pouze saxonskou zlomovou tektonikou. Vlivem nedostatku fosilií a sblíženého faciálního vývoje není možné stanovit přesné stratigrafické hranice, 17

18 proto se často pro sedimentární výplně těchto limnických pánví užívá souhrnný název permokarbon (Kalvoda et al., 2002). Obrázek 2.2: Limnické pánve na území ČR (Kachlík, 2003). Boskovická brázda má nejkomplexněji vyvinutý sled stephanských a permských sedimentů ze všech limnických pánví Českého masivu, a proto mezi nimi zaujímá stratigraficky specifické postavení (Pešek et al., 2001). Mapu mocností českého karbonu a permu (obr. 2.3) zpracoval především na základě hlubinných vrtů Malkovský (in Suk et al., 1991). 18

19 Obrázek 2.3: Mapa izolinií mocnosti permokarbonu v Českém masivu: 1 izolinie m, 2 izolinie 100 m, 3 erozivní hranice pánví, 4 tektonické hranice pánví (Malkovský in Suk et al., 1991) Geologický vývoj boskovické brázdy Mísař (1983) charakterizoval brázdy jako dlouhé a úzké, jednostranné až oboustranné příkopové struktury se souvislou nebo nesouvislou limnickou výplní. Havlena (1983) označil boskovickou brázdu jako pre-sedimentárně založenou zlomovou pánev, spojenou s živou synsedimentární aktivitou ker při východním zlomu brázdy. Boskovická brázda je podle Műllera et al. (2000) asymetrická příkopová propadlina obklopená na JV brněnským masivem a na SZ horninami moravika. Vznik přisoudil tahovým a střižným pohybům v závěrečných fázích variské orogeneze. Podle Chlupáče et al. (2002) se brázdou na území České republiky rozumí úzká, převážně tektonicky omezená příkopová propadlina SSV-JJZ směru, vyplněná permokarbonskými sedimenty, nacházející se v jižnějších částech Českého masivu. Kalvoda et al. (2002) označil boskovickou brázdu jako výrazně asymetrickou příkopovou propadlinu 19

20 SSV-JJZ směru, která se táhne od Moravského Krumlova až k Městečku Trnávka. Podle Jaroše (1991) vznikla v nejvyšším karbonu během gravitačního kolapsu variského orogénu. Na základě odlišného geologického vývoje severní a jižní části boskovické brázdy ji můžeme rozčlenit na dvě části: severní podorlický perm a permokarbon boskovické brázdy Struktura a výplň boskovické brázdy Tišnovsko-kuřimský příčný práh rozděluje boskovickou brázdu na jižní rosickooslavanskou depresi, částečně vyplněnou autunsko-stephanským produktivním komplexem, a severní letovickou depresi, která vznikla patrně až v autunu. Na severu ji tzv. malonínská elevace odděluje od svrchnopaleozoické výplně orlické pánve. Na jihu pokračuje izolovanými výskyty červenohnědých arkózovitých pískovců a slepenců u Miroslavi a obdobná klastika jsou známa také z rakouského Zöbingu (Pešek et al., 2001). V rosicko-oslavanské části se při západním okraji během karbonu uložily bazální balínské slepence a nadložní šedá klastika s rosicko-oslavanským souslojím (nejvyšší sloj je ale již stáří permského). Hlavní část výplně představují často červeně zbarvené spodnopermské sedimenty. Při východním okraji brázdy se ukládaly obzvláště rokytenské slepence. Ty směrem k západu přecházejí do jemnějších facií arkóz, pískovců a prachovců. Jedná se o denudační relikt dříve více rozšířené sedimentace v limnickém a fluviálním prostředí a v prostředí aluviálních kuželů. Místy se objevují polohy šedých bituminózních vápenců a pelitů (Kalvoda et al., 2002). Podle Müllera et al. (2000) mají tyto sedimenty mocnost přes 2 km a jejich součástí jsou i uhelné sloje. Podle Peška (2001) přítomnost těchto hrubých sedimentů téměř v celém permokarbonu boskovické brázdy ukazuje jednak významnou synsedimentární aktivitu (relativně) zdvihaných území v jejím bezprostředním okolí, jednak dynamiku prostředí, v němž byla tato klastika transportována. Východní a západní okraj brázdy mají značně rozdílný charakter. Východní okraj je tektonický jedná se o strmý přesmyk východní kry nad výplň brázdy, západní okraj je pouze v jižní části omezen okrajovým zlomem, zbývající část je tvořena erozním okrajem transgresní plochy západního křídla ukloněného k východu (Pešek et al. 2001). Jaroš (1961) západní okraj boskovické brázdy popsal jako denudační okraj druhotně tektonicky zpříkřené transgresní plochy se stupněm zpříkření od 30 0 do

21 2.4. Tektonická stavba boskovické brázdy Boskovická brázda vznikla na rozhraní geologických jednotek západomoravského krystalinika a brněnského masivu, mezi nimiž vznikla tektonicky aktivní linie. Západomoravské krystalinikum je zastoupeno v této oblasti krystalinikem moravika nebo na něm tektonicky ležícího moldanubika a letovickým, případně zábřežským krystalinikem. Soubor těchto krystalinik byl postupně přesunut na kulm, představující obal brněnského masivu. Dnešní strmý tektonický kontakt moravika s kulmem je mladší než vznik morávních příkrovů. Klenby moravika včetně svých nejnižších jednotek (dyjského masivu a tišnovských brunid) leží alochtonně na kulmském obalu brněnského masivu. Boskovickou brázdu je takto možné chápat jako kořenovou zónu kulmských příkrovů (Melichar, 1995). Rez (2010) přiřadil tyto násunové plochy k mladší generaci pohybů (westphal) moldanubického nasunutí podél moravské střižné zóny. Tyto mladší násuny protínají starší násuny kulmských příkrovů, které probíhaly na konci visé. Mladší násuny reprezentuje například násun brněnského masivu na Hádech nebo násun ohraničující horákovskou antiformu na severu. Podle Havleny (1964) vznikl vlivem přesunutí komplexu krystalinik terénní stupeň, v jehož místech se tlakem variské orogeneze vytvořil zlom, který dnes tvoří východní omezení brázdy. Jaroš & Mísař (1967) ho označili jako východní, resp. hlavní zlom boskovické brázdy, který je sledovatelný v délce asi 200 km z okolí Melku v Rakousku až do střední části Drahanské vrchoviny. Na jihu směrově navazuje na diendorfský zlom v okolí Krems. Tento zlom zásadně ovlivňoval pozici a vývoj boskovické brázdy. Tomek et al. (1994) spojil genezi boskovické brázdy se vznikem svratecké klenby v kompresním režimu. Poukazoval přitom na nápadnou shodu směru protažení obou struktur. Podle Melichara (1995) je však nutné vzít v úvahu charakter napěťového režimu, pro jehož určení dokládá existenci intenzivní vulkanické činnosti (rozšíření tufů v podkrkonošské a vnitrosudetské pánvi) v období sedimentace boskovické i blanické brázdy (stephan C autun). Vznik přesmyků je spíše obvyklý pro oblast sunutí příkrovů v předpolích orogénu, kdežto za hranicí vulkanismu probíhá extenze, proto lze obě brázdy umístit spíše do pásma extenze. Proto nemůže být vznik brázd důsledkem 21

22 kompresního procesu vedoucího ke vniku morávních příkrovů. Během synsedimentárního vyplňování brázdy západní kra klesala relativně k brněnské a docházelo k naklánění západní kry k východu (Jaroš & Mísař, 1967). To vedlo k přetočení vrstevnatosti sedimentů boskovické brázdy ze subhorizontální polohy do dnešní podoby s úklonem k východu. Podle Havíře (1997) po fázi extenzního režimu, během kterého poklesávala západní kra a vytvořila se permokarbonská výplň, došlo opět ke kompresi, kterou dokumentuje jednak přesmyk brněnského masivu (místy i šupin devonských a spodnokarbonských hornin) přes východní okraj brázdy, tak i deformace samotné sedimentární výplně. Při tomto poautunském stlačení pánve došlo k ohnutí vrstev, v západní části brázdy k uklánění vrstevnatosti k východu, vznikly vrásy, přesmyky a tektonické útržky charakteru duplexů. Podle Peška et al. (2001) vznikly během saxonské tektoniky v severní části příkopy a hrástě. Jaroš & Mísař (1967) uvedli i eventuální popannonský ( potortonský ) zdvih brněnské kry vzhledem k prostoru boskovické brázdy. Ve stavbě boskovické brázdy se mimo podélnou tektoniku ve smyslu hlavního zlomu uplatňuje také tektonika příčná až diagonální. V jižním úseku brázdy převažují zlomy ve směru SZ-JV až SSZ-JJV. V severní části je příčná tektonika orientována především ve směru SSZ-JJV (Myslil et al., 1985). Podle Čepka (1946) synsedimentární tektonické pohyby probíhaly jak na podélných, tak na příčných zlomech Přehled studia boskovické brázdy Jaroš (1961) rozdělil vývoj geologických výzkumů boskovické brázdy do čtyř etap. Toto rozdělení zachoval ve své práci také Malý (1973). Nejstarší geologické práce, které proběhly v rámci první etapy geologického výzkumu (~1834 až 1900), se zabývaly především stratigrafií rosicko-oslavanské kamenouhelné oblasti. Těžba uhlí probíhala podle Elpla & Malého (1966) již kolem roku Druhá etapa výzkumu podle Jaroše (1961) proběhla přibližně v letech rakouským Říšským geologickým ústavem Reichsanstaltem ve Vídni. Suess (1905, 1907) koncipoval poprvé boskovickou brázdu jako příkopovou propadlinu, ohraničenou po obou stranách poklesovými zlomy. Jako první také petrograficky popsal sedimentární výplň brázdy, kde rozlišil bazální slepenec (balinský na západě, rokytenský na východě), slojové pásmo a sedimenty ležící nad ním. 22

23 Jaroš (1961) uvedl, že v rámci třetí etapy výzkumu permokarbonu boskovické brázdy (1918 až ~1950) pracovali výhradně čeští geologové, jako například K. Zapletal, J. Augusta (1924), L. Čepek (1944), V. Havlena (1964, 1983), J. Jaroš (1961, 1967), Z. Mísař (1967) a další. Z nich se převážně tektonickým otázkám věnoval nejvíce L. Čepek (1944). Na čtvrté etapě výzkumu (~ ) se podílela jak vysokoškolská a výzkumná pracoviště, tak i těžební podniky. Probíhaly zde každoročně kurzy geologického mapování uspořádané geologicko-geografickou fakultou Univerzity Karlovy pod vedením akademika R. Kettnera (Malý 1973). Obrázek 2.4: Profil permokarbonem boskovické brázdy v rosicko-oslavanské oblasti jáma Ferdinand, Babice (Malý, 1973). Malý (1962, 1966, 1973) se zabýval zejména ložiskovým průzkumem brázdy, studiem litostratigrafie stephanu a spodního autunu, hydrogeologií ložisek a vývoji paleogeografických poměrů v jižní části brázdy. Na obrázcích 2.4 a 2.5 jsou vykresleny příčné profil geologické stavby boskovické brázdy v její jižní části podle Malého (1973). 23

24 Obrázek 2.5: Profil permokarbonem boskovické brázdy v rosicko-oslavanské oblasti jáma Kukla, V. Nosek, Oslavany (Malý, 1973). Mísař et al. (1983), Elpl & Malý (1966), Melichar (1995), Havíř (1997) a Rez (2010) se zabývali vývojem geologické stavby západomoravského krystalinika, jeho kontaktem s brněnským masivem a utvářením strukturní predispozice nejmladšího paleozoika. Melichar (1995) na obrázku 2.6 znázornil schematický geologický profil centrální části boskovické brázdy bez zobrazení mladších přesmyků brněnského masivu přes permokarbon. 24

25 Obrázek 2.6: Schematický geologický profil centrální části boskovické brázdy bez znázornění mladších přesmyků brněnského masivu přes permokarbon. Vysvětlivky: 1 brněnský masiv, 2 tišnovské brunidy, 3 morávní přikrovy, 4 kulm, 5 permokarbon (Melichar, 1995) Obrázek 2.7: Geologický profil permokarbonem boskovické brázdy a podložními jednotkami v rosickooslavanské pánvi, linie Babice jih Tetčice jih. Zpracováno na základě měření metodou Vibroseis. Vysvětlivky: 1 - kulmské sedimenty; 2 balinské slepence; 3 spodní šedé pásmo s hlavním slojovým vývojem I., II., III. sloj; stefan; 4 spodní šedé pásmo v nadloží I. sloje s vývojem spodnoautunských uhelných slojí; autun; 5 střední červené souvrství; 6 svrchní šedé pásmo s I. obzorem bitumenových slínovců; 7 souvrství arkózových pískovců, arkóz a slepenců oslavské facie, svrchní červen= souvrství s II. obzorem bituminózních slínovců; 8 rokytenské slepence; 9 ověřený a předpokládaný průběh uhelných slojí a obzorů bituminózních slínovců; 10 tektonická linie; 11 ověřený a předpokládaný styk geologických jednotek; 12 bítešské ortoruly; 13 fylitová série; 14 granodiority brněnského masivu s relikty hornin jeho krystalinického pláště (Štelcl et al., 1985). 25

26 V 80. letech přinesla novější znalosti o strukturní stavbě boskovické brázdy seismická měření aparaturou Vibroseis (Štelcl et al., 1985; Tomek, 1990). Tato měření dodala souborný pohled na hlubinnou stavbu brázdy a jednotek, které ji obklopují. Na obrázku 2.7 je na základě měření metodou Vibroseis zpracován geologický profil permokarbonem boskovické brázdy a podložními jednotkami v rosicko-oslavanské pánvi (Štelcl et al. 1985). 26

27 3. SYSTÉM POKLESOVÝCH ZLOMŮ 3.1. Regionální systém poklesových zlomů Regionální systém poklesových zlomů se formuje na riftech, podél pasivních okrajů kontinentů a středooceánských hřbetů. V oblastech křehké deformace může být extenzní napětí nahromaděno skluzem na systému poklesových zlomů. Na příčných řezech riftů vytvořených před rokem 1970 geologové předpokládali symetričnost systému poklesových zlomů, a proto byly hranice riftu stanovené poklesovými zlomy, které se uklání směrem k vnitřnímu prostoru riftu (obr. 3.1). V tomto symetrickém modelu riftu dvojice poklesových zlomů, uklánějících se navzájem k sobě, vymezuje příkopy grabeny, zatímco dvojice poklesových zlomů, uklánějících se směrem od sebe, vyznačuje hrástě horsty (van der Pluijm & Marshak, 2004). poklesový zlom podloží výplň pánve Obrázek 3.1: Příčný řez staršího symetrického modelu zlomového systému na riftech zobrazující horsty a grabeny (van der Pluijm & Marshak, 2004). Ve starších symetrických modelech riftů horsty formovaly hřebeny hor (ranges) a grabeny tvořily základy pánví, které byly vyplněny sedimenty. Na starších příčných řezech směrem do hloubky vykreslené zlomy vyznívají. Moderní výzkumy na riftech hlavně pomocí seismické reflexe odmítají předchozí úvahu a spíše ukazují asymetričnost většiny zlomů. V tomto asymetrickém modelu riftu je extenze svrchní kůry nashromážděna na posunech na polích sub-paralelních poklesových zlomů, většinou se sklánějících ve stejném směru. Tyto zlomy se slučují v hloubce s regionálním subhorizontálním bazálním odlepením (detachment). Termín odlepení je užíván pro zlomy, které s hloubkou končí jako horizontální nebo subhorizontální plochy, podél kterých se plocha nadložní kry posouvá relativně k podložní. Starší 27

28 termín příkrovová plocha (overthrust) byla užívána pro regionální odlepení, na kterém byl příkrovový smysl pohybu. Některé zlomy s odlepením jsou listrické a na některých se vyskytuje regionální posunutí poklesového smyslu pohybu. Zlom, který definuje hranici riftu, kde se bazální odlepení stáčí nahoru a dosahuje zemského povrchu, se nazývá odlučná plocha (breakaway fault). V důsledku rotace, doprovázející posunutí na poklesovém zlomu, se původní horní plocha nadložní kry naklání směrem k zlomu a vytváří depresi zvanou half-graben (z německého slova pro příkop). Halfgrabenovou strukturu (obr. 3.2) lze popsat jako asymetrickou pánev ohraničenou na jedné straně poklesovým zlomem (van der Pluijm & Marshak, 2004). poklesový zlom podloží výplň pánve Obrázek 3.2: Příčný řez současného asymetrického modelu zlomového systému na riftech zobrazující nakloněné bloky nadložní kry na zlomu a half-grabeny (van der Pluijm & Marshak, 2004). Na riftech se vyskytují planární i listrické poklesové zlomy. Úhel sklonu planárního zlomu zůstává s hloubkou konstantní (obr. 3.3a). Listrický zlom (obr. 3.3b) má strmý sklon blízko zemského povrchu, ale s přibývající hloubkou se sklon progresivně snižuje (van der Pluijm & Marshak, 2004). 28

29 A B Obrázek 3.3: Geometrie pole poklesových zlomů v příčném řezu. (A): paralelní rotované planární zlomy před deformací (nahoře). Po deformaci (dole) jsou bloky nadložní kry nakloněny (tilted fault blocks) a tvoří knihovničkovou strukturu (book-shelf). Ve skutečnosti jsou mezery pod bloky vyplněny drcením a rozlámáním bloku menšími zlomy. (B): Listrické zlomy a související antiklinály odsunutí (rollover anticline). Před deformací (nahoře) jsou zlomy mělčí s hloubkou a spojují se s odlepením (detachment). Po deformaci (dole) se bloky nadložní kry posunuly po zlomech ve směru extenze a vytvořily antiklinály odsunutí tak, že se zakřivily, aby dosáhly kontaktu s podložní krou (van der Pluijm & Marshak, 2004). Podle van der Pluijma & Marshaka (2004) způsobuje pohyb na listrickém poklesovém zlomu rotaci nadložní kry zlomu, která se postupně naklání během regionální extenze. S velikostí posunu na zlomu úměrně roste i velikost náklonu. Díky zakřivení listrických zlomů vytváří pohyb nadložní kry podél subhorizontálního odlepení mezeru (obr. 3.4a). V podmínkách zemské gravitace není hornina dost pevná na to, aby takové mezery zůstaly otevřené, takže se buď nadložní kra rozpadne na tektonické šupiny (fault slices), nebo klesne směrem dolů, zakřiví se a vytvoří se antiklinála odsunutí (rollover anticline) jako na obrázku 3.4b. 29

30 Obrázek 3.4: Antiklinála odsunutí nad listrickým poklesovým zlomem. (A): Pohybem nadložní kry po listrickém zlomu vzniká pod nadložní krou mezera. (B): Nadložní kra se díky zemské gravitaci zhroutí na podložní, vyplní mezeru a vzniká tak antiklinála odsunutí (van der Pluijm & Marshak, 2004). Jednotlivé poklesové zlomy mohou obsahovat subhorizontální plochy (flats) spojené s prudce ukloněnými plochami-rampami (ramps), tvořící v profilu schodovitou geometrii. Během posouvání na listrickém nebo schodovitém (stair-step) poklesovém zlomu (obr. 3.5) se pak mohou vrstvy nadložní kry v závislosti na geometrii podložního zlomu různě ohýbat, a vytvářet tak synklinály nebo antiklinály odsunutí (van der Pluijm & Marshak, 2004). Obrázek 3.5: Příčný řez ukazující antiklinálu odsunutí nad listrickým poklesovým zlomem a synklikánu odsunutí tvořenou nad rozhraním rampy na zlomu (van der Pluijm & Marshak, 2004). V nadložní kře se mohou vyvinout syntetické a antitetické zlomy (obr. 3.6). Syntetické zlomy se uklání ve stejném směru jako zlom hlavní, antitetické zlomy se uklání ve směru opačném (van der Pluijm & Marshak, 2004). 30

31 Obrázek 3.6: Příčný řez ukazující antitetické a syntetické zlomy rozrušující nadložní kru (van der Pluijm & Marshak, 2004). Podle van der Pluijma & Marshaka (2004) v komplexu šupin (imbricate array) poklesových zlomů přilehlé zlomy s hloubkou vyznívají nebo porušují zemský povrch, zatímco v extenzním duplexu se přilehlé rampy slučují se stejnými horními a dolními plochami (obr. 3.7). Obrázek 3.6: Příčný řez ukazující komplexní systém zlomů, které jsou základem extenzního duplexu (extenxional duplex), tvořícího dílčí pánve (sub-basins) a vyšší blok (high) mezi nimi (van der Pluijm & Marshak, 2004). 31

32 32

33 4. REKONSTRUKCE A BALANCOVÁNÍ 4.1. Úvod do rekonstrukce a balancování Podle Fossena (2010) je rekonstrukce geologického příčného řezu do jeho originálního před-deformačního stavu důležitou součástí vytváření strukturních interpretací. Cílem této metody je zrekonstruovat deformovaný řez do geologicky přípustného nedeformovaného řezu. Balancovaný řez musí být zrekonstruovatelný (oddeformovatelný) a zároveň přijatelný tak, že geologické struktury, které obsahuje, jsou akceptovatelné s ohledem na sebe navzájem a na jejich tektonickou polohu. Rekonstrukcí a balancováním lze stanovit množství extenze nebo zkrácení podél příčného profilu (Fossen, 2010). Kvalitu strukturních příčných řezů lze vylepšit testováním jejich geometrické správnosti. Koncepčně a geometricky korektní příčné řezy jsou důležité zejména pro těžební průzkumy ložisek a inženýrské projekty, kde slouží například k vyjádření předpovědí chování hornin. V těchto oblastech je pro geologa i jeho klienta důležitá určitá kontrola interpretace příčných řezů před zahájením těžby (Dahlstrom, 1969). Gibbs (1983) považuje balancování za velmi nápomocné při interpretaci seismických řezů. Povaha seismických řezů však klade omezení na validitu balancování, což je třeba brát v úvahu při samotných interpretacích a kde je to možné, mělo by se balancování seismických řezů potvrzovat pomocí kompletní hloubkové konverze. Rychlým testováním integrity seismických řezů pomocí balancování řezu během interpretační fáze se však může eliminovat mnoho problémů a umožní se tím plné využití geofyzikálních informací. Je třeba se rozhodnout, zda má být deformace vysvětlena rotací, translací, jednoduchým střihem, ohybovým skluzem nebo kombinací těchto metod. Aplikováním recipročních verzí těchto deformací se může řez zrekonstruovat. Takový řez by měl mít ve výsledku minimum přesahů nebo mezer, odstraněné posuny vrstev na zlomech a nezvrásněné sedimentární vrstvy, přerotované do planárních horizontálních poloh (Fossen, 2010). Podle Fossena (2010) je také možné izolovat jednotlivé složky deformace, jakými jsou pevné rotace, posuny na zlomu (translace ker) a vnitřní duktilní deformace zlomových ker a poté porovnat deformovaný a nedeformovaný stav nebo začít 33

34 s nedeformovaným modelem a deformovat ho, dokud není dosaženo něčeho, co vypadá podobně jako interpretovaný řez. Takovému postupu se říká přímé modelování (forward modeling) Konstantní délka a plocha Jako první popsal zachování délky a plochy v balancování a rekonstrukci příčných řezů pro kompresní systémy Chamberlin (1910). Na jeho práci navázal Dahlstrom (1969), který balancování příčných řezů se zachováním délky a plochy aplikoval na kompresní stavbu vyvrásněného pohoří Alberta Foothills. Pro extenzní tektoniku použil poprvé rekonstrukci a balancování Gibbs (1983) na příkladech příčných řezů z oblasti Severního moře. Nejjednodušší forma rekonstrukce je zjistit, jak byla mapovaná vrstva orientovaná a lokalizovaná před začátkem deformace. Takové jednoduché jednorozměrné úvahy jsou obvykle prováděny na stratigrafických ukazatelích pozorovaných nebo interpretovaných v příčném řezu. Princip je znázorněn na obrázku 4.1 pro horizontální vůdčí horizont (Fossen, 2010). Obrázek 4.1: Koncept jednorozměrného rekonstruování s horizontálním vůdčí vrstvou. V tomto případě mohou být segmenty vrstvy posunuty po stopách zlomů, dokud nezformují kontinuální vrstvu. Po porovnání deformovaného (a) a nedeformovaného (b) stavu se najde velikost extenze (Fossen, 2010). Rekonstrukce s konstantní délkou funguje dobře, pokud jsou vrstvy rovné a horizontální (obr. 4.1). V mnoha případech jsou ale deformované vrstvy zakřivené a koncept s konstantní délkou vyvolává otázky. Pokud jsou deformované vrstvy zakřivené, rotace pevného bloku nezrekonstruuje vrstvu do roviny. V těchto situacích je vhodnější aplikovat rekonstrukci s konstantní plochou. 34

35 Chamberlin (2010) k výpočtu odhadované tloušťky zvrásněné kůry definoval tři potřebné veličiny, které se dají získat z terénních studií: (1) současná horizontální délka zvrásněného profilu; (2) původní délka stejného bloku před vrásněním a (3) odhadovaná průměrná výška vyvrásněných vrstev. Výpočty této kontrolní metody jsou závislé na poměru mezi velikostí zkrácení kůry a výškou, do které byly vrstvy vyvrásněny v důsledku tohoto zkrácení. Je zřejmé, že čím větší horizontální zkrácení zvrásněného bloku v poměru k výsledné vertikálnímu vzestupu, tím tenčí blok musí být, a naopak, čím je menší horizontální zkrácení v poměru k průměrné výšce vyvýšených vrstev, tím silnější musí deformovaná kůra být. Smysl balancování velikosti ploch je dán tak, že pokud se zmenší část plochy v jednom směru, musí se nějakým způsobem zvětšit o stejnou velikost ve směru opačném. Příklad pro extenzní režim je vyobrazen na obrázku 4.2(b), na kterém platí, že plochy A a B si jsou shodné. Velikost plochy je zachována, i když vrstvy změní délku a tloušťku. Podmínkou je zachování hmoty (plochy) v systému. Balancování plochy má také význam pro odhad hloubky odlepení. Pokud známe velikost extenze (horizontální posun nadložní kry), můžeme jednoduše spočítat hloubku, kde se listrický zlom zplošťuje (Fossen, 2010). Obrázek 4.2: Balancování s konstantní plochou řezů. (a): nedeformovaný řez; (b): listrický extenzní zlom. Délka vrstev se mění, pokud je vnitřní deformace střih, ale zůstává stejná, pokud je mechanismem ohybový skluz nebo ohybový střih (Fossen, 2010, upraveno). 35

36 36

37 5. METODIKA Pro účely rekonstrukce vzniku half-grabenu boskovické brázdy byly vybrána deformace jednoduchým střihem Střih (Shear) Jednoduchý střih doprovází duktilní deformace na blocích zlomů, rotuje vrstvy a mění jejich délku. Heterogenní jednoduchý střih vrásní vrstvy. Při deformacích jednoduchým střihem je však splněna podmínka zachování plochy, a proto je ho možné použít pro rekonstrukci příčných řezů. Klasické použití (jednoduchého) střihu při extenzním režimu zahrnuje deformaci nadložní kry nad listrickým poklesovým zlomem jako je na obrázku 5.1 (Fossen, 2010) Vertikální jednoduchý střih (Vertical simple shear construction) Metoda deformace vertikálním jednoduchým střihem je někdy nazývána také jako Chevronská konstrukce (obr 5.1c) a geometricky je vysvětlena následovně: (1) extenzním posunem nadložní kry na zlomu (obr. 5.1a) vznikne mezi nadložní krou a zlomem prázdný prostor; (2) tento prostor vyplní nadložní kra tak, že každý její bod se posune po vertikálním vektoru směrem ke zlomu v podloží tak, aby vyplnil prázdné místo pod sebou; (3) vznikne tak vrása odsunutí (Fossen, 2010) Šikmý jednoduchý střih (Inclined simple shear construction) Podle Fossena (2010) bylo brzy po prvních aplikacích metody vertikálního jednoduchého střihu zjištěno, že se směr střihu při deformaci nadložní kry může odchylovat od vertikálního. Byl aplikován jak střih antitetický (střižná plocha se uklání proti hlavnímu zlomu), tak syntetický střih (střižná plocha se sklonem sub-paralelním s plochou zlomu). Rozdíly mezi nimi jsou zobrazeny na obrázku 5.1, který ukazuje, jak antitetický střih (obr. 5.1 b) ovlivňuje větší část nadložní kry a implikuje menší relativní posun na zlomu než střih vertikální. Výběr správného úhlu střihu není vždy jednoduchý a obyčejně je nutné vyzkoušet několik různých možností. V mnoha deformovaných nadložních krách nad listrickými zlomy pracuje dobře antitetický střih s úhlem 60 stupňů, zatímco syntetický střih většinou vytváří nerealisticky příkré vrstvy nadložní kry (obr. 5.1 d). Čistě vertikální střih je více reálný při zvažování velkých částí zemské 37

38 kůry. Obrázek 5.1: Aplikace různého jednoduchého střihu a souvislost jeho sklonu na geometrii vrásy odsunutí: (a) extenzním posunem nadložní kry na zlomu vzniká mezi nadložní krou a zlomem prázdný prostor; (b) antitetický střih ovlivňuje větší část nadložní kry a implikuje menší relativní posun na zlomu než střih vertikální; (c) Chevronská konstrukce pomocí vertikálního střihu - každý bod nadložní kry se posune po vertikálním vektoru směrem ke zlomu v podloží tak, aby vyplnil prázdné místo pod sebou; (d) syntetický střih vytváří nerealisticky příkré vrstvy nadložní kry (Fossen, 2010) Trojný střih (Trishear) Trojný střih nemá žádný fixní úhel střihu, ale zahrnuje proměnlivou trojúhelníkovou deformační zónu. Tato zóna je spojená s hrotem zlomu (fault tip) a reprezentuje duktilní průběžnou zónu deformace ve směru pohybu na zlomu. Trojitý střih je zajímavý mód, který vysvětluje lokální vlečné (drag) struktury a vrásnění vrstev kolem plochy zlomu (Fossen, 2010). Vlečné vrásy mají při poklesovém zlomu v nadložní kře formu synklinály a antiklinály ve kře podložní (Schlishe, 1995). Průběh deformace pomocí trojného střihu je popsán na obrázku 5.2 (Jin & Groshong, 2006). 38

39 Obrázek 5.2: vrásy typu "fault-propagation fold spojené s pohybem jednotlivých ker na zlomu v extenzním režimu: (a) schematický diagram zobrazující základní rysy vrás spojených s pohybem hrotu zlomu v extenzním režimu. Šedá plocha označuje zónu deformace trojným střihem. Hodnota φ 1 znázorňuje apikální úhel nadložní kry, φ 2 apikální úhel kry podložní (b) schematický diagram vzniku vrás typu "faultpropagation fold při pohybu na zlomu (bílé kolečko označuje umístění hrotu zlomu (fault tip) před posunem na zlomu. Vysvětlivky: HW = nadložní kra; FW = podložní kra; ITB = hranice plochy, kde trojný střih nepůsobí; ATB = hranice aktivní plochy trojného střihu (Jin & Groshong, 2006) Další modely Jiné teorie, které byly užity k modelování duktilní deformace nadložní kry na nerovinných zlomech, zahrnují teorie konstantního posunu (constant displacement) podél hlavního zlomu a konstantní odsazení na zlomu (fault heave). Obecně lze říct, že testování jiných metod během rekonstrukce řezu dává alternativní vysvětlení a jejich rozdíly poukazují na související nejasnosti (Fossen, 2010) FaultFoldForward (FFW) užití programu pro přímé modelování Pro účely modelace vzniku half-grabenu boskovické brázdy bylo použito metody přímého modelování příčného řezu pomocí softwaru FaultFoldForward (Allmendinger, 39

40 2012). Tento program dokáže namodelovat nejen vrásy odsunutí na poklesových zlomech jednoduchým střihem při zachování velikosti plochy, zvládne také vytvořit vrásy typu fault propagating folds užitím metody trojného střihu. Před samotným přímým deformováním příčného řezu lze v rámci uživatelského rozhraní programu nastavit několik parametrů, jako například: počet a výšku vrstev, vlastní geometrii libovolného počtu zlomů (přesmyků i poklesů), uživatelsky volitelné zalomování průběhu geometrie zlomu, úhel trojného střihu a velikost posunu na zlomech. Pokud se zvolí posun na zlomu nižší, je možné postupnými kroky sledovat vykreslování pohybu ker na zlomu. Zlomy je možné vykreslovat jeden po druhém, a tak dokumentovat jednotlivé deformační fáze (obr. 5.3a, obr. 5.3b, obr. 5.3c). Prostředí programu dokáže měřit vzdálenosti posunu (slip) a sklon jednotlivých ramp na zlomu. Program FaultFoldForward (Allmendinger, 2012) je vybaven ještě dalšími funkcemi, které však při samotném modelování geometrie vniku half-grabenu nebyly použity. Obr 5.3 (a): Uživatelské rozhraní programu FFW namodelovaný přesmyk (modrý rámeček) s jeho parametry: sklon zlomu: 20,8 0, trojný střih: 60 0, celkový posun na zlomu: 200 bodů (červený rámeček). Okno označené zeleným rámečkem slouží pro vytvoření dalšího vícestupňového (multi-bend) zlomu, tentokráte poklesu s posunem na zlomu při jednom kroku o 30 bodů. 40

41 Obr 5.3 (b): Uživatelské rozhraní programu FFW fáze přímé modelace navazující na obr 5.3 (a). Nový namodelovaný poklesový zlom v hloubce navazuje na předchozí násunovou stavbu a zaniká na bazálním odlepení. Posun na poklesovém zlomu je 30 bodů, v případě potřeby je možno nechat pohyb na zlomu pokračovat o dalších 30 bodů tlačítkem continue v záložce Model. Obr 5.3 (c): Uživatelské rozhraní programu FFW finální fáze přímé modelace navazující na obr 5.3 (b), díky které lze spatřit po posunu o celkových 120 bodů na poklesovém zlomu vznik pánve s členitým dnem (modrý rámeček). 41

42 5.4. Použitá data Pro úspěšnou modelaci vzniku half-grabenu boskovické brázdy pomocí přímého modelování vlastního příčného profilu bylo zapotřebí mít představu o tom, do jakého stavu se má model zdeformovat. Pro vytvoření této představy bylo využito následujících zdrojů Strukturní měření V rámci terénní práce byly změřeny vrstevnatosti na různých místech napříč boskovickou brázdou. Vrstevnatosti se v průměru uklání SZ-JV směrem ve sklonech od 45 0 do V údolí Bílého potoka byly změřeny foliace také na výchozech bítešské ortoruly moravika. Jejich směr i sklon se měřením v boskovické brázdě nápadně podobal. Tato data byla doplněna z databáze měření vrstevnatostí České geologické služby. Ty byly vyneseny do mapy v programu Spheristat, byla vytříděna relevantní data a ta pak byla umístěna na geologickou mapu oblasti (obr. 5.4). Obrázek 5.4: Vynesený sled vrstevnatostí na území boskovické brázdy (podle České geologické služby, 2013, upraveno). Legenda ke geologické mapě viz příloha č

43 Mapa mocností permokarbonu K výše uvedeným datům byla vynesena také mapa izolinií mocnosti permokarbonu boskovické brázdy podle v Malkovského (in Suk et al., 1991) a vybrán příčný profil AB pro vlastní přímé modelování struktury brázdy (obr. 5.5) Obrázek 5.5: K vyneseným vrstevnatostem na území boskovické brázdy znázorněna také mocnost jeho permokarbonských sedimentů a určen průběh modelovaného příčného řezu AB (podle Malkovského in Suk et al., 1991, a České geologické služby, 2013, upraveno). Legenda ke geologické mapě viz příloha č Geologické interpretace Bylo také přihlédnuto k dříve vytvořeným geologickým interpretacím příčných profilů brázdy Malého (1973), Melichara (1995) a Štelcla et. al. (1985). 43

44 44

45 6. VÝSLEDKY 6.1. Vstupní parametry Pro přímé modelování předpokládané struktury boskovické brázdy programem FaultFoldForward (Allmendinger, 2012) se uvažovalo s těmito vstupními podmínkami: Prvotní kompresní režim představován v prostředí nynější brázdy moldanubickým násunem se východněji projevil přesouváním brněnského masivu přes paleozoikum podél systému ploch uklánějících se zhruba k západu pod mírným úhlem. Jedná se o pozdější fázi násunů ve westphalu ve smyslu Reze (2010). Podle Melichara (1995) samotná pánev vznikala v extenzním režimu v pozdních fázích variského orogénu. Ve smyslu Melichara (1995) a Havíře (1997) byl zlom modelován pouze do fáze vytvoření vyplněné pánve bez pozdějších povariských tektonických pochodů Modelace half-grabenu Dílčí modelace probíhaly nejprve zkonstruováním násunové plochy, která se ve všech příkladech zvedala od odlepení na souřadnicích x = 300, y = 0 pod úhlem Na tuto násunovou plochu byl posléze domodelován poklesový zlom s rozdílnými parametry. Během pohybu na různě ukloněných, případně zakřivených a rozdílně umístěných poklesech vznikaly postupnými posuny odchylné geometrie vrás odsunutí. Pohyby na poklesovém zlomu byly modelovány pouze vertikální (po spádnici), což však nemá vliv na validitu výsledné geometrie struktury v příčném řezu. Bylo uvažováno s deformací nadložní kry jednoduchým vertikálním střihem a menších deformací při hrotu zlomu střihem trojným s úhlem Posuny nadložní kry na poklesu byly zaznamenávány postupně, v jednotlivých příkladech jsou vypsány délky posunů na zlomu ve vybraných fázích modelace Nízký úklon poklesového zlomu Při prvních modelacích se uvažovalo s nízkým úklonem poklesového zlomu pod úhly 40 0 (obr. 6.1a) a 50 0 (obr. 6.1b). V obou případech jsou vykresleny fáze po posunu o 150 bodů. 45

46 Obrázek 6.1a: Modelace při úhlu sklonu poklesu 40 0 ; fáze posunu o 150 bodů. Obrázek 6.1b: Modelace při úhlu sklonu poklesu 50 0 ; fáze posunu o 150 bodů. V další modelaci byl zkonstruován zakřivený poklesový zlom začínající na úhlu 50 0 a pokračující po zalomení při sklonu 65 0 (obr 6.2). Vykreslena fáze po posunu o 150 bodů. Obrázek 6.2: Modelace při úhlu sklonu poklesu 50 0 zalomeným do sklonu 65 0 ; fáze posunu o 150 bodů. 46

47 Modelované zlomy s úklonem do ~60 0 (obr. 6.1a, 6.1b a 6.2) vytváří protažené mělké pánve. Sklon vrásy odsunutí u povrchu je nízký a samotná brázda poměrně široká. Čím větší je sklon zlomu, tím je deprese hlubší a sklon vrásy odsunutí u povrchu větší. Při zalomení zlomu se vytváří asi v jedné třetině vrásy odsunutí od povrchu malá antiforma Vyšší úklon poklesového zlomu Následně byl zkonstruován poklesový zlom s vyšším úklonem Vykresleny fáze po posunu o 60 bodů (obr 6.3a) a 90 bodů (obr 6.3b). Obrázek 6.3a: Modelace při úhlu sklonu poklesu 70 0 ; fáze posunu o 60 bodů. Obrázek 6.3b: Modelace při úhlu sklonu poklesu 70 0 ; fáze posunu o 90 bodů. Také byl zkonstruován zakřivený poklesový zlom začínající na úhlu 70 0 a pokračující po zalomení při vertikálním sklonu 90 0 (obr 6.4). Vykreslena fáze po posunu o 60 bodů. 47

48 Obrázek 6.4: Modelace při úhlu sklonu poklesu 70 0 zalomeným do sklonu 90 0 ; fáze posunu o 60 bodů. Pro účely následného srovnání byl vytvořen poklesový zlom s úklonem 70 0, který je na rozdíl od toho, co je vykreslen na obr. 6.3, posunut na násunové ploše blíže k bazálnímu odlepení. Vykresleny fáze po posunu o 60 bodů (obr. 6.5a) a 90 bodů (obr. 6.5b). Obrázek 6.5a: Modelace při úhlu sklonu poklesu 70 0 při posunutí se blíže k bazálnímu odlepení; fáze posunu o 60 bodů. Obrázek 6.5b: Modelace při úhlu sklonu poklesu 70 0 při posunutí se blíže k bazálnímu odlepení; fáze posunu o 90 bodů. 48 Modelované zlomy s úklonem nad ~60 0 (obr. 6.3a, 6.3b 6.4a, 6.4b a 6.5) vytváří hlubší, užší deprese. Sklon vrásy odsunutí u povrchu se pohybuje kolem Při

49 modelaci se zalomeným zlomem (obr. 6.4) se blízko povrchu na ploše vrásy odsunutí vytvořila antiforma. Ve fázích modelací, kdy se posunem na zlomu zhroucená nadložní kra dostává blíže k ploše zlomu starších násunů, se přestává u kontaktu se zlomovou plochou tvořit v nadložní kře synklinála (obr. 6.3b a obr. 6.5b). Na obrázku 6.5a. byl oproti stejně skloněnému zlomu (70 0 ) jako je na obrázku 6.3a zlom posunut blíže k bazálnímu odlepení, což způsobilo zúžení a prohloubení brázdy. 49

50 50

51 7. DISKUSE 7.1. Poklesy s nízkým úklonem Při modelování poklesů s nízkým úklonem do ~60 0 vznikají mělké stavby brázd nebo spíše pánví, které neodpovídají dosavadním poznatkům a úvahám a stavbě boskovické brázdy. Sklon vrásy odsunutí u povrchu je oproti realitě příliš nízký a samotná brázda příliš široká, tudíž se takto málo ukloněné modelace zlomů pro stavbu half-grabenu boskovické brázdy nedají použít Poklesy s vyšším úklonem Modelované zlomy s úklonem nad ~60 0 (obr. 6.3a, 6.3b 6.4a, 6.4b a 6.5) vytváří hlubší, užší deprese, které odpovídají více dohledaným datům. Na zlomu tak stačí menší posun nadložní kry k vytvoření hledané geometrie, než u poklesů s úklonem nižším. Sklon vrásy odsunutí u povrchu se pohybuje kolem 50 0 a i její následný průběh více odpovídá zjištěným datům (vrstevní plochy sedimentů boskovické brázdy by v celém řezu měly mít podobný průběh, jako má deformovaná vrása odsunutí nadložní kry). Z tohoto hlediska vybočuje modelace se zalomeným zlomem (obr. 6.4), kdy se blízko povrchu na ploše vrásy odsunutí vytvořila antiforma. Ve fázích modelací, kdy se posunem na zlomu zhroucená nadložní kra dostává blíže k ploše zlomu starších násunů, se přestává u kontaktu se zlomovou plochou tvořit v nadložní kře synklinála, která je dosavadními průzkumy doložena. Nejblíže odpovídá zjištěným datům modelace na obrázku 6.5a s namodelovaným zlomem o sklonu 70 0, který byl oproti stejně skloněnému zlomu na obr. 6.3a posunut na rampě blíže k bazálnímu odlepení. Hloubka i šířka takto vytvořené brázdy, sklon vrásy odsunutí i přítomnost synklinály zhroucené nadložní kry nejvíce sedí zjištěným datům. Obrázek 7.1 byl vytvořen k názornému porovnání vytvořené struktury brázdy s interpretací seismického profilu brázdou podle Štelcla (1985). Geometrie brázdy podle této interpretace sedí s modelovaným příkladem. 51

52 Obrázek 7.1: Porovnání modelace při úhlu sklonu poklesu 70 0 při posunutí se blíže k bazálnímu odlepení ve fázi posunu o 60 bodů s intepretací seismického řezu geologickým profilem boskovické brázdy podle Štelcla et al. (1985). Zásadním parametrem pro výslednou geometrii struktury je tedy v modelovaném případě úhel poklesového zlomu, kdy lze jednoduše konstatovat, že čím vyšší sklon zlomu, tím se tvoří při stejném posunu na zlomu hlubší a užší brázda. Podobný princip funguje i pro vzdálenost zlomu od odlepení. Čím blíže k odlepení, tím se při stejném posunu na zlomu tvoří hlubší a užší brázdy. Na základě analýzy modelací bylo určeno, že pro vznik geometrie half-grabenu boskovické brázdy musel mít při jeho vzniku východní zlom boskovické brázdy úhel sklonu ~70 0 a pro velké mocnosti permokarbonských sedimentů musel být umístěn na rampě tvořené staršími násuny relativně blízko k sub-horizontální ploše bazálního odlepení. 52

53 8. ZÁVĚR V rámci diplomové práce bylo shrnuto dosavadní poznání o charakteristice stavby boskovické brázdy, na které navázal samotný výzkum, který byl zaměřen na modelaci vzniku half-grabenu boskovické brázdy, převážně pak na průběh jejího hlavního (východního) poklesového zlomu v příčném profilu pomocí jednoduchých geometrických konstrukcí využívajících techniky rekonstrukce a balancování, které byly v práci popsány. Pro zpracování těchto geometrických konstrukcí byl použit software FaultFoldForward (Allmendinger, 2012) pracující na principu přímého modelování. Pomocí tohoto programu bylo namodelováno několik možných geometrií průběhu východního poklesového zlomu boskovické brázdy založeného nad dřívější kompresní stavbou spojenou s moldanubickým nasunutím. Jednotlivé modelace byly analyzovány a porovnávány se získanými daty a také dřívějšími interpretacemi stavby boskovické brázdy. Podle modelací bylo určeno, že pro vznik geometrie half-grabenu boskovické brázdy musel mít při jeho vzniku východní zlom boskovické brázdy úhel sklonu ~70 0 a pro velké mocnosti permokarbonských sedimentů musel být umístěn na rampě tvořené staršími násuny relativně blízko k sub-horizontální ploše bazálního odlepení. 53

54 54

55 9. LITERATURA Allmendinger, R. V. (2012): FaultFoldForward v. 6 [software] On line: [ ]. Augusta, J. (1926): Příspěvek k poznání povahy střední části Boskovické brázdy. Sbor. Stát. geo. Úst. ČSR., 6, Čepek, L. (1946): Tektonika boskovické brázdy. Věst. St. geol. Úst. Republ. Čs., 20 (1945), Praha. Česká geologická služba (2013): Aplikace Geologická mapa 1 : On line: [ ]. Dahlstrom, C. D. A. (1969): Balanced Cross sections Canad. J. of Earth Sci., 6, Demek, J., Mackovčín, P., Balatka, B., Buček, A., Cibulková, P., Culek, M., Čermák, P., Dobiáš, D., Havlíček, M., Hrádek, M., Kirchner, K., Lacina, J., Pánek, T., Slavík, P., Vašátko, J. (2006): Zeměpisný lexikon ČR: Hory a nížiny. Agentura ochrany přírody a krajiny. Brno. Elpl, M. & Malý, L. (1966): Rosicko-oslavanským uhelným revírem. Okresní pedagogické středisko Brno venkov. Brno venkov. Egan, S.S., Kane, S., Buddin, T.S., Williams, G.D., Hodgetts, D. (1999): Computer modelling and visualisation of the structural deformation caused by movement along geological faults. Computers & Geosciences, 25, Fossen, H. (2010): Structural geology. Cambridge University Press. Cambridge. Gibbs, A.D. (1983): Balanced cross-section construction from seismic sections in areas of extensional tectonics. J. Struct. Geol., 5, Jin, G. & Groshong, R. H., Jr. (2006): Trishear kinematic modeling of extensional faultpropagation folding J. Struct. Geol, 28, Havíř, J. (1997): Příspěvek k poznání deformace permokarbonských sedimentů jižní části boskovické brázdy. Geol. Výzk. Mor. Slez. v Roce 1996, Brno. Havlena, V. (1964): Geologie uhelných ložisek 2. Nakladatelství Československé akademie věd. Praha. Havlena, V. (1983): Sepětí uhelných pánví českého masívu s jeho základní strukturou. In: Malý, L. (ed.): Problematika geologické stavby uhelných ložisek ve velkých hloubkách, Zbýšov u Brna. Chamberlin, R.T. (1910): The Appalachian folds of Central Pennsylvania. J. Geol. 18, Chlupáč, I., Brzobohatý, R., Kovanda, J., Stráník, Z. (2002): Geologická minulost České republiky. Akademie věd ČR. Praha. Jaroš, J. (1961): Geologický vývoj jižní části Boskovické brázdy (oblast Moravský Krumlov- Veverská Bítýška) v permokarbonu. Práce Brněn. Zákl. Čs. Akad. Věd, 33, 12, Jaroš, J. & Mísař, Z. (1967): Problém hlubinného zlomu boskovické brázdy. Sbor. geol. Věd., Geol., 12, Kachlík, V. (2003): Geologický vývoj území České republiky. MS, SÚRAO. Praha. 55