Masarykova univerzita

Transkript

1 Masarykova univerzita Přírodovědecká fakulta Petra Kopečná Postdepoziční mineralizace rosicko-oslavanské pánev Rešerše k bakalářské práci Vedoucí práce: RNDr. Václav Vávra, Ph.D. Brno 2012

2 Obsah 1. Úvod Boskovická brázda Stručná charakteristika Regionálně geologická charakteristika Tektonika Litologie Rosicko-oslavanská pánev Stručná charakteristika Litologie Stratigrafie Tektonika Postdepoziční mineralizace Stručná charakteristika Vznik a výskyt postdepozičních minerálů v permokarbonských pánvích Postdepoziční minerlizace rosicko-oslavanské pánve Minerály Sírany Sulfidy Karbonáty Oxidy Hydroxidy Halovce Organolity Lokality Literatura

3 1. Úvod Rosicko-oslavanská pánev patří k nejstarším a nejmenším černouhelným pánvím na našem území, kde bylo uhlí těženo již od r Leží v jihovýchodní části České republiky, konkrétně v jihomoravském kraji asi 20 km západně od Brna. Rozprostírá se od severu k jihu podél západního okraje boskovické brázdy a leží na území obcí Zastávka, Babice, Zbýšov, Padochov a Oslavany (PLCHOVÁ, HORKÝ, 2001). Rosicko-oslavanská pánev je jednou ze dvou příčných depresí, do kterých se zahlubovala boskovická brázda (SVOBODA et al., 1964). Součástí této pánve je rosickooslavanský uhelný revír, který leží na západním okraji brázdy mezi obcemi Zastávka a Oslavany. Revír je úzce spjat s nerostným bohatstvím, díky důlním dílům a podpovrchovým vrtům je nejlépe prozkoumaným územím boskovické brázdy. Detailní poznatky o rosicko-oslavanském revíru jsou k dispozici v řadě prací L. Malého (PEŠEK et al., 2001). 2. Boskovická brázda 2.1. Stručná charakteristika Brázda je název pro dlouhou a úzkou depresi, vzniklou tektonickými pohyby po liniích diskontinuity, vyplněnou svrchnostefansko-permskými kontinentálními sedimenty proluviálního, jezerního, jezerně deltového a výjimečně říčního charakteru. Původní šířka nehlubokých údolí tvořících brázdu o málo přesahovala dnešní mladopaleozoickou výplň. Po zdvižení okrajů vlivem tlaku intrastefanské pánve se údolí s pozvolným západním a strmým východním svahem začalo vyplňovat a současně stoupal jeho východní okraj, který představuje kra položená východně od staré linie diskontinuity. Při stoupajícím okraji došlo k mocnému zahloubení. Z tohoto důvodu měla brázdová deprese nesymetrický tvar a její osa ležela těsně u východního okraje (HAVLENA, 1964). Původně byly za permokarbonské brázdy považovány pouze boskovická a blanická brázda, které jsou vyplněny sedimenty svrchního stephanu a autunu. Vedle toho se pojem brázda používá pro úzkou depresi s význačnou stavbou bez ohledu na stáří výplně (např. jihlavská brázda), nebo i pro struktury jiného směru jako je například orlická pánev (PEŠEK et al., 2001). 3

4 Boskovická brázda je 100 km dlouhá a 3-10 km široká a její rozloha dosahuje necelých 500 km². Je to výrazná deprese táhnoucí se ssz.-jjv. směrem od Moravského Krumlova přes Černou Horu mezi Boskovicemi a Letovicemi až na sever k Jevíčku, kde je od poorlické pánve, vyplněné svrchním paleozoikem, oddělena tzv. malonínskou elevací (SVOBODA et al., 1964). PEŠEK et al. (2001) předpokládá, že brázda pokračuje směrem na jih v podobě izolovaných výskytů červenohnědých arkózovitých pískovců a slepenců u Miroslavi a dále uvádí nálezy obdobných klastik s otisky rostlin v rakouského Zöbingu. Naopak MAŠTERA a NEHYBA (2011) vyvrací teorii pokračování brázdy až do této oblasti v Dolním Rakousku. Boskovická brázda je rozdělena tišnovsko-kuřimským příčným prahem na jižní rosicko-oslavanskou depresi a severní letovickou depresi (PEŠEK et al., 2001). Dle SVOBODY (1964) byla sedimentace v rosicko-oslavanské pánvi zahájena v nejvyšším stephanu naproti tomu v letovické pánvi až ve spodním autunu Regionálně geologická charakteristika Dle MÍSAŘE et al. (1983) lze regionálně geologické jednotky Českého masívu rozdělit na základě pořadí jejich vzniku do tří hlavních skupin: předplatformní krystalinické jednotky, zvrásněné paleozoiku, limnický permokarbon a platformní jednotky (platformní pokryv). Klastické horniny limnického permokarbonu (převážně slepence, pískovce a arkózy) leží diskordantně na podložních krystalinických jednotkách a jednotkách zvrásněného paleozoika. Z regionálně-geologického hlediska je boskovická brázda součástí již zmíněného limnického permokarbonu. Přídavné jméno limnický znamená vzniklý ve sladkovodních jezerech (PETRÁNEK., 1993). Spodní hranice karbonu je poměrně ostrá, naproti tomu svrchní hranice v mnohých případech pozvolna přechází do spodního permu. Proto se používá společného označení obou útvarů permokarbon (ELPL, MALÝ, 1966). Předpokládá se, že s odeznívání hercynské orogeneze docházelo k postupné konsolidaci Českého masívu a následnému vzniku zlomových limnických pánví v moldanubické a středočeské oblasti. České limnické pánve lze dělit podle doby vzniku do dvou skupin. Za prvé jsou to izometrické pánve, které vznikaly v intervalu svrchní namur svrchní vestfál. Do této skupiny patří pánve středočeské, lugické a krušnohorské limnické oblasti. Za druhé jsou to pánve lineárně protažené do podoby brázd, které vznikaly v intervalu svrchní stefan spodní perm, kam je řazena blanická, poorlická a boskovická brázda (MÍSAŘ, 1983). 4

5 2.3. Tektonika Boskovická brázda představuje asymetrickou příkopovou propadlinu ve smyslu MALÉHO (1993), která byla založena v oblasti poruchového pásma západomoravského krystalinika. To je tvořeno krystalinikem moravika a na něm tektonicky nasunutým moldanubikem, letovickým, příp. zábřežským krystalinikem. Výchozy moravika z obou konců ohraničují střední části brázdy vyplněnou permokarbonskými sedimenty. Na severu se jedná o nectavské krystalinikum a na jihu o moravikum v jihovýchodním okolí Moravského Krumlova. Dále do okrajových částí směřují kulmské sedimenty, ze západu lemované horninami moravika. Permokarbon, moravikum a kulm jsou v podobě ker od sebe odděleny příčnými zlomy. Na jižním konci brázdy dochází k poklesu severních ker, které jsou orientovány blíže k jádru pánve, vůči krám jižním. V severním ukončení brázdy dochází k analogickému poklesu tentokrát jižní kry oproti krám severním. Jsou zde tedy zachyceny tři úrovně hloubky, nejen od středu k okrajům pánve, ale i ve směru od nadloží do podloží. Tyto hloubkové úrovně reprezentují permokarbonské sedimenty boskovické brázdy, moravikum a sedimenty kulmu (MELICHAR, 1995). ELPL a MALÝ (1966) rozlišili tektonické pochody v rámci boskovické brázdy na základě jejich časového sledu na pochody předsedimentační, synsedimentační a postsedimentační. Mezi předsedymentační řadí takové pochody, které v období před začátkem sedimentačního procesu měly vliv na tvar budoucí sedimentační pánve. Naopak PEŠEK (2001) dělí její vývoj do tří období: období založení pánve (vliv intrastefanské fáze), vyplňování pánve (stephan C až autun, saxon?) a období deformace výplně pánve (sálská fáze). Důležitou úlohu ve všech třech obdobích sehrál hlavní zlom boskovické brázdy. Tento dosud aktivní zlom přibližně kopíruje východní hranici západomoravského krystalinika včetně brunovistulika. S největší pravděpodobností vznikl na hranici devonu a spodního karbonu, popřípadě ve spodním karbonu. Během etapy deformace pánve docházelo k jejímu proměnlivému stlačování, což vedlo k ještě větší asymetrii, než měla původní sedimentační. V důsledku tohoto stlačování během sálské fáze byla osa pánve posunuta na východ a její průběh tak nesouhlasí s tektonickou osou. Východní a západní okraje se od sebe výrazně odlišují svými rysy. Charakter východního okraje je vcelku přímočarý a má podobu příkrého zdvihu východní kry (PEŠEK et al., 2001). Východní kra se vlivem trvajícího tlaku vysunula nad výplň brázdy, která se stlačila a zvrásnila. Postupem času došlo k hluboké denudaci této kry (HAVLENA, 1964). Průběh okraje západní kry, přestavující příkrý lem 5

6 její transgresivní plochy, je v porovnání s východní krou značně nerovný (PEŠEK et al., 2001). MELICHAR (1995) ve svém článku uvádí, že rokytenské slepence při východním okraji brázdy značí synsedimentární zaklesávání dna pánve, způsobeném pohybem na zlomu podél toho okraje pánve, tzn. západní kra je synsedimentárně zakleslá vůči kře východní. Dále uvádí dvě možnosti geometrie a pohybu na tomto zlomu: pokles ukloněný k západu spojený s extenzním režimem, nebo přesmyk, který se uklání k východu a je spojený s režimem komprese. Sedimentární výplň brázdy byla deformována v podobě příčných zlomů, které mají povahu horizontálních posunů a nepostihují výplň v celé šířce, směrných zlomů poklesového charakteru a vrás, v širší části brázdy s vlnovými délkami řádově až sto metrů. Příkopy a hrástě vznikaly pouze v severní části brázdy v důsledku pokřídové saxonské tektoniky (PEŠEK et al., 2001) Litologie O podloží boskovické brázdy stále existuje mnoho nejasností. Důvodem je zřejmě malé množství dostatečně hlubokých vrtů, např. vrty Veverské Knínice R-IV (809,7 m) a Nová Ves (578,8 m). Výjimku tvoří dříve hornicky využívaná část u Rosic a Oslavan, kde několik vrtů překročilo hloubku m, a bylo tak v podloží svrchního paleozoika ověřeno pokračování moravika (SUK et al., 1991). Dle PEŠKA et al. (2001) byly sedimenty brázdy uloženy na západomoravské krystalinické jednotky, vystupující na povrch západním směrem od této struktury, a na sedimentární pokryv brunovistulika, který, až na centrální část svratecké klenby, ohraničuje její východní okraj. Tyto dvě jednotky jsou v přípovrchové stavbě od sebe odděleny hlavním zlomem boskovické brázdy. Stavba karbonských a permských hornin brázdy je díky důlní činnosti dobře známa. Sedimentace boskovické brázdy započala ve stefanu C po hiátu, který se projevil v podobě přerušení sedimentace, strukturní přestavbě a změn ve zdrojových územích ve všech limnických svrchnopaleozoických pánvích, a pravděpodobně pokračovala až do spodního autunu. Na příčném východně-západním řezu brázdou je možné pozorovat dvě okrajové facie, které představují rokytenské (na východě) a balinské slepence (na západě), a rozmanitý vnitropánevní komplex sedimentů. Rokytenské a balinské slepence přestavují hrubá až velmi hrubá klastika, lemující okraje brázdy. Jejich výskyt v skoro celém permokarbonu této pánve poukazuje na podstatnou synsedimentární činnost zdvihaných území v jejím blízkém okolí a také na 6

7 dynamiku prostředí, ve kterém byla tato klastika přepravována. Jsou to typické sedimenty proluviálních kuželů (PEŠEK et al., 2001). Často se pro ně používá termín fanglomerát, což je konglomerát vzniklý zpevněním materiálu výše zmíněných kuželů (PETRÁNEK., 1993). Rokytenské slepence jsou červenohnědě, rezavě až žlutohnědě zbarvené petromiktní konglomeráty až brekcie. Klastika těchto slepenců jsou tvořena materiálem pokryvu brněnského masivu, převážně kulmských horniny a v menším množství devonských vápenců. Rokytenské slepence se obvykle nevyznačují vrstevnatostí. Výjimku tvoří části, kde se střídají s polohami pískovců až prachovců. Při povrchu slepence plynule lemují východní okraj brázdy a často vybíhají směrem k západu, kde přechází do vnitropánevní facie. Stejné poměry se předpokládají i v hloubce. Balinské slepence tvoří jemnozrnější západní okrajovou facii boskovické brázdy v podobě souvislého a mnohem užšího lemu ve srovnání s rokytenskými slepenci. Dosahují mocnosti 100 až 200 m. Tyto bazální sedimenty vyrovnávaly výškové rozdíly podmíněné příčnou tektonikou. Do rosicko-oslavanské pánve byly přinášeny od západu a společně s dalšími depozity vyplňovaly četné nerovnosti pánevního podloží. Představují červenohnědé až žlutohnědé, středně zrnité petromiktní slepence. Složení klastického materiálu odpovídá horninám moldanubika, moravika a letovického krystalinika. Na některých lokalitách byly ve slepencích také zjištěny devonské vápence a kulmské droby (PEŠEK et al., 2001). BRTÍKOVÁ a NEHYBA (2011) uvádí v rámci balinských slepenců značné zastoupení meta-granitoidů, kvarcitů a v menší míře účast svorů, křemene, rul a ortorul. Vzhledem k zjištěné přítomnosti sillimanitu a poměrně větším zrnům turmalínu uvažuje jako možný zdroj pro tyto slepence nejenom moravikum, ale i svratecké krystalinikum. V pískovcích v rámci balinských slepenců uvádí průměrné zastoupení křemene a stabilních minerálů kolem 44 %, živců a nestabilních minerálů pak 38 % a podíl matrix a slíd dosahuje 18 %. Tyto pískovce pak klasifikuje jako arkózy. Vnitropánevní komplex představují periodicky uspořádané fluviální až fluviolakustriní sedimenty (arkózy, pískovce, prachovce, jílovce a pelokarbonáty) šedého a převážně hnědočerveného zbarvení (PEŠEK et al., 2001). Odlišné barvy sedimentů odráží změnu tehdejšího klimatu. V obdobích sucha a teplého klimatu s občasnými srážkami vznikaly pestré, hnědočervené sedimenty s monotónní cyklickou stavbou, reprezentované jílovitokarbonátickými pískovci (arkózovými pískovci, drobovými slepenci) až muskovitickými karbonátovými prachovci (jílovci), které často obsahují pelokarbonátové konkrece a vrstvy. Šedě zbarvené sedimenty písčitojílovitého charakteru, které tvořily v hnědočervených vrstvách vložky o mocnosti až 100 m, naopak vznikaly v etapách 7

8 s častými a intenzivními srážkami. V šedých sedimentech jsou přítomny organické zbytky, využívané k biostratigrafickému členění (HAVLENA, 1964). Tento komplex se dělí na čtyři souvrství: rosicko-oslavanské, padochovské, vevrskobítýšské a letovické. Vzájemně se liší povahou sedimentů a jejich cyklickou stavbou. V souvrstvích jsou vyvinuty pelokarbonátové obzory, často se zvýšenou bitumenní příměsí. Jedinou výjimkou je rosicko-oslavanské souvrství, ve kterém jsou naopak přítomny uhelné sloje, dříve hojně využívané v báňském průmyslu. Ze všech souvrství vyjma veverskobítýšského jsou také známy nálezy fosílií. Jednotlivá souvrství vyplňují prostor rosicko-oslavanské (rosicko-oslavanské, padochovské souvrství) a letovické deprese (padochovské, vevrskobítýšské a letovické souvrství). Téměř celý vnitropánevní komplex je při okrajích brázdy po celé své hloubce lemován výše zmíněnými fanglomeráty. Na základě mocností litostratigrafických jednotek brázdy se její mocnost odhaduje na až 6000 m, podle geofyzikálních měření zhruba na 3000 m. V důsledku přesouvání sedimentace k severu se předpokládá, že v jednotlivých oblastech se mocnost výplně výrazně zmenšuje. Permokarbon je místy překryt sedimenty svrchní křídy české křídové pánve, terciéru karpatské předhlubně a kvartérními uloženinami (PEŠEK et al., 2001). 3. Rosicko-oslavanská pánev 3.1. Stručná charakteristika Rosicko-oslavanská pánev představuje jižní část boskovické brázdy. Sedimentace v pánvi započala v nejvyšším stefanu a její výplň je tvořena rosicko-oslavanským a padochovským souvrstvím a také hrubozrnnými fanglomeráty. Z obou souvrství jsou dobře známy nálezy fosilní flóry (PEŠEK et al., 2001). Důležitou součástí rosickooslavanského souvrství jsou uhlonosné sloje karbonského stáří, které v minulosti výrazně ovlivnily rozvoj průmyslu v okolí Brna (MÜLLER et al., 2000) Litologie Výplň boskovické brázdy rosicko-oslavanské oblasti ohraničují předsvrchnokarbonské okrajové jednotky. Na západní straně je to moldanubikum, svorová zóna, fylitová série, vranovsko-olešnická skupina a bítešská ortorula. Na východě je lemována brněnským batolitem a horninami devonu a kulmu. 8

9 Z centra rosicko-oslavanské pánve, které leží mezi Říčany a Nová Ves se sedimentace rozšiřovala směrem na jih do okolí Moravského Krumlova a na sever do oblasti Veverské Bítýšky. Přínos klastického materiálu do pánve byl závislý na výzdvihu brněnského batolitu. Při jejím východním okraji se usazoval hrubozrnný materiál výplavových kuželů, který směrem do středu pánve přecházel do jemnozrnný psamiticko-pelitických frakcí. V západní části měla sedimentace odlišný průběh. Vrstevní sled byl pestřejší a sedimenty jemnozrnější (ELPL, MALÝ, 1966). Počátek stefanské sedimentace reprezentují proluviální sedimenty v podobě fanglomerátů, tvořených neopracovanými úlomky hornin z podloží. Po vyrovnání pánevního dna pokračovalo ukládání proluviálních sedimentů ve facii náplavových kuželů. Tento vývoj přecházel do jezerní facie, považované za obdobu dnešních bolsonóvých a playsových pánví. Vývoj facií s charakterem bolsónových pánví se odehrával při svazích pohoří, do kterých se zařezávala koryta konsekventních toků, do nichž následně ústily toky subsekventní. V oblasti elevací vznikala obsekventní řečiště. Toky postupně zanikaly v oblasti jezerní nížiny, známé jako playa, kde se povrchová voda vsakovala do jezerních sedimentů, v některých případech zde vznikala mělká jezera a rašeliniště. Pro říční sedimentaci jsou typické drobně zrnité slepence na bázi, středně až hrubě zrnité pískovce s gradačním vytříděním a šikmým zvrstvení. Deltovou facii reprezentují hrubozrnné až jemnozrnné pískovce a jílovce (MALÝ, 1978). Rosicko-oslavanské souvrství Stáří sedimentů rosicko-oslavanského souvrství PEŠEK et al. (2001) řadí do období stefanu C. Výjimkou je Helmhackerův obzor, známý jako horizont smíšené květeny, definovaný Rudolfem Helmhackerem. Jedná se patrně o sedimenty autunského staří, ležící přibližně 20 m nad I. slojí. Dále PEŠEK et al. (2001) předpokládá, že nevyplňuje celou rosicko-oslavanskou pánev. Mocnost souvrství v centru pánve odhaduje zhruba na 300 m. Souvrství se dělí do dvou oddílů. Starší červenohnědý je tvořen cyklicky uspořádanými psamity a aleuropelity s občasnými vložkami balínských slepenců. Svrchní oddíl představují především šedá klastika s vložkami vulkanogenních hornin a se třemi uhelnými slojemi, které jsou součástí rosicko-oslavanského souslojí. Mocnost slojí se pohybuje mezi 0,6 2,4 m. Největší mocnosti okolo 6,5 m (výjimečně 22 m) dosahovala I. sloj (PEŠEK et al., 2001). V souslojí dochází k nepravidelnému střídání cyklů typu slepenec pískovec prachovec a pískovec prachovec. Na povrchu je překryto pouze čtvrtohorními sedimenty (HAVLENA, 1964). Pořadí slojí bylo stanoveno ve směru z nadloží do podloží. 9

10 I. sloj je nejsvrchnější slojí a je označována jako hlavní. Má největší mocnost (2,2 4,5 m) plošné rozšíření a nejlepší kvalitu a zásoby uhlí. Tyto ukazatele nasvědčují tomu, že v období vzniku sloje byly velmi příznivé podmínky pro nahromadění uhlotvorné hmoty. Její vývoj je výrazně složitější než vývoj nižších slojí. Sloj je rozdělena do několika lávek. V jižní dobývací oblasti jsou to dvě až tři lávky. Nejvyšší dosahuje největších mocností. Pro nižší uhelné lávky jsou typické menší mocnosti a výrazné znečištění uhlí způsobené přechodnými sedimenty. Lávky jsou od sebe odděleny nepravidelně prouhelněnými sedimenty v podobě uhelných jílovců, uhelných páskovaných jílovců, prouhelněných prachovců a šedě zbarvených slabě prouhelněných jemnozrnných pískovců. Ve střední oblasti probíhal vývoj sloje pravidelně. Jsou zde vyvinuty čtyři lávky. Oblast je charakteristická mocnými vrstvami čistého uhlí s ojedinělými proplástky uhelných jílovců. Mocnost těchto proplástků nepřesahuje 1cm a tudíž neovlivňuje kvalitu uhlí. Podloží hlavní slojové výplně je tvořeno nepravidelně prouhelněnými jílovci a prachovci. Vývoj severní dobývací oblasti je srovnatelný s vývojem ve střední oblasti. Jediným rozdílem je částečné zvětšení mocnosti uhelných proplástků uhelných jílovců a prouhelněných prachovců. II. sloj bývá označována jako střední a ve srovnání s hlavní slojí má menší mocnost (0,8 2,2 m) a dosahuje nižších kvalit. V jižní části jižní oblasti probíhal vývoj nepravidelně. Vyvinuly se zde dvě uhelné vrstvy doprovázené uhelnými jílovci, uhelnými páskovanými jílovci a prouhelněnými prachovci. V severní části se vyvinula pouze jedna uhelná vrstva s větší mocností a uhelné jílovce. Ve střední oblasti jsou zastoupeny nepravidelně prouhelněné prachovce. Uhelné vrstvy v této oblasti dosahují největší mocnosti, které jsou prostoupeny proplástky uhelných jílovců a prouhelněných prachovců. V severní oblasti směrem k severu se zmenšuje mocnost uhelných vrstev směrem a přibývá prouhelněných prachovců. III. nejnižší sloj má nejmenší mocnost (0,6 1,6m) a plošné rozšíření. Vysoký obsah silně prouhelněných jílovců výrazně snižuje její kvalitativní hodnotu oproti oběma svrchním slojím, v porovnání s nimi prodělala odlišný vývoj. Na stavbě slojové výplně se téměř z 50% podílí prouhelněné jílovce a zbytek tvoří zelenošedé jílovce (ELPL, MALÝ, 1966). Poslední výzkumy z tohoto souvrství ukazují na pestřejší složení, než bylo v minulosti popisováno. Psamity rosicko-oslavanského souvrství, zpravidla popisované jako pískovce, HRŠELOVÁ et al. (2012) na základě uskutečněného výzkumu řadí k arkózám či arkózovým 10

11 pískovcům. Dále jako možnou zdrojovou oblast sedimentů uvažuje těleso třebíčského plutonu, tvořené durbachity. Padochovské souvrství Sedimenty toho souvrství jsou autunského stáří a jsou rozděleny do dvou oddílů. V centru pánve je spodní oddíl tvořen ve spodní části červenými a ve svrchní části šedými klastiky. V červených klastikách se vyskytují oligoklasové žíly a žíly bezkřemenného keratofyru. Šedá klastika zahrnují 3 4 m mocný bitumenní zbýšovský pelokarbonátový obzor. V nejvyšší části souvrství převládají červenohnědé až žlutohnědé cyklicky uspořádané pískovce, prachovce až jílovce, v kterých jsou vložky žlutohnědých hrubozrnných arkóz arkózovitých pískovců až slepenců, někdy označovaných jako oslavské slepence. Při stropu se nahromadila další vrstva bitumenního materiálu, která byla pojmenována jako říčanský pelokarbonátový obzor (PEŠEK et al., 2001) Stratigrafie Snahy o určení hranice mezi svrchním karbonem a spodním permem sahají již do předminulého století. K významným badatelům, kteří usilovali především o stratigrafické zařazení slojí, patřili O. Štúr, H. Rittler a R. Helmhacker, jehož hlavním cílem bylo stanovení hranice karbon perm (ELPL, MALÝ, 1966). Hranici mezi nejsvrchnějším karbonem a spodním permem kladou různí autoři do odlišných úrovní. ELPL a MALÝ (1966) z pohledu biostartigrafie tuto hranici kladou mezi nejsvrchnější, tedy první, uhelnou sloj a obzor bitumenních slínovců Tektonika V oblasti západomoravského krystalinika působily předsedimentační pochody, které měly velký vliv na tvar dna budoucí sedimentační pánve. Díky těmto pochodům vznikaly hřbety (Okrouhlická porucha, Barborská porucha a další doposud méně určené hřbety), jež výrazně ovlivnily bazální sedimentaci. V synsedimentačním období došlo k znovuoživení těchto poruch. Zároveň s nimi při východním okraji brázdy docházelo k výzdvihu brněnské vyvřeliny společně s jejím sedimentárním pláštěm. Nejvyššího stupně v oblasti pánve dosáhla tektonika v období sálské fáze variské orogeneze. Při východním okraji, kde dochází ke styku s brněnskou vyvřelinou, vznikla kolmo ukloněná porucha, podél níž byla nad sedimentární výplň brázdy vyvřelina vyzvednuta. Horniny permokarbonu při východního okraji poruchy byly v menší míře převráceny, vztyčeny a 11

12 zpříkřeny. U západního okraje není zcela jednoznačná jeho tektonická povaha. V určitých místech byly horniny karbonu pouze vysunuty na západomoravské krystalinikum. Povahu západního okraje určuje intenzita tlaku brněnské vyvřeliny. V místě styku se stabilními horninami moldanubika a bítešskou ortorulou má západní okraj tektonický charakter. Naopak na kontaktu s moldanubickými pararulami, svorovým pásmem a fylity moravika je západní okraj transgresivní povahy. Kromě těchto projevů podélné tektoniky je v oblasti pánve také patrný vliv příčné tektoniky, především v jejích okrajových částech. Byla oživena během období sedimentace a došlo ke změnám reliéfu podloží. Celkově vzato měly tektonické pochody vliv na hlubinné uložení, vykliňování a zvětšování mocnosti uhelných slojí (ELPL, MALÝ, 1966). 4. Postdepoziční mineralizace 4.1. Stručná charakteristika Postdepoziční znamená nastalý po uložení sedimentárního materiálu (PETRÁNEK., 1993). Jedná se tedy o mineralizaci, ke které dochází při diagenezi, ale i později za účasti fluid různého původu a složení Vznik a výskyt postdepozičních minerálů v permokarbonských pánvích Minerály v těchto pánví vznikají obvykle na puklinách permokarbonských hornin v okolí uhelných slojí, v pelosideritových konkrecích i přímo na uhlí, souhrnně je označujeme jako minerální asociace uhelných slojí. Obvyklými puklinovými minerály jsou sulfidy, které často doprovází karbonáty, vyplňující drobné pukliny. Význačným puklinovým minerálem v rosicko-oslavanské pánvi je baryt, doprovázený markazitem, dále kalcit, dolomit nebo pyrit. Na Ostravsku se na puklinách pískovců objevuje ankerit, kalcit, pyrit, křemen, výjimečně galenit a sfalerit, vzácně arzenopyrit a markazit (BERNARD et al., 1981). Na puklinách Kladenských sedimentů byl nalezen galenit, sfalerit, millerit, pyrit, chalkopyrit, ankerit, vzácně dolomit, baryt a whewelit (KAŠPAR, 1939). Předpokládá se, že pelosideritové konkrece jsou složeny ze sideritu znečištěného jílovou příměsí. Obvykle se vyskytují v pelitických sedimentech poblíž uhelných slojí. Jejich vznik je spojen s diagenezí, konkrétně s její závěrečnou fází, kdy docházelo 12

13 k dehydrataci, sesychání trhlin a dutin, v kterých z reziduálních roztoků krystalovaly mnohé minerály. Nacházíme je ve středočeském permokarbonu, blanické i boskovické brázdě, vnitrosudetské pánvi a ostravsko-karvinském revíru. Pelosiderity uhlonosných vrstev vznikaly v podobných podmínkách, tudíž jsou jejich minerální asociace velmi podobné. Například na Kladensku se vyskytuje galenit, sfalerit, pyrhotin, millerit, pyrit, markasit, chalkopyrit, arsenopyrit, siegenit, bravorit, křišťál, opál, chalcedon, siderit, ankerit, dolomit, kalcit, stroncianit, baryt, dickit a whewelit. Na Ostravsku lze uvnitř konkrecí nalézt ankerit, křemen (křišťál, záhněda, marmarošské diamanty), pyrit, chalkopyrit, millerit, dickit, nakrit a sádrovec. Z rosicko-oslavanských pelosideritových konkrecí jsou známy krystaly kalcitu, různě zbarvený dolomit, dále siderit, pyrit, markasit, hatchetin a tzv. marmarošské diamanty, jedná se o krystaly křišťálu na všech stranách krystalograficky omezené, až 2 cm velké (BERNARD et al., 1981). Významnými minerály permokarbonských pánví jsou produkty zvětrávání. Jsou to převážně minerály ze skupiny síranů a hydroxidů. Sírany vznikají sekundárně a jejich geneze souvisí s rozkladem a oxidací sulfidů železa v uhelných slojích a nadložních -2 horninách. Během zvětrávání sulfidů dochází k uvolňování skupiny SO 4 a za přítomnosti vody k její následné reakci s okolními horninami a prvky, které se z nich uvolňují. Jejich společnou reakcí vznikají různorodé sírany (BOUŠKA & DVOŘÁK, 1997). V rosickooslavanské pánvi se objevuje sádrovec, epsomit, melanterit, halotrichit, keramohalit, malachit a azurit. Na Ostravsku vzniká rozkladnými procesy sádrovec, epsomit, mirabilit, halit, alunogen, halotrichit a copiapit (BERNARD et al., 1981). Hydroxidy jsou většinou produktem zvětrávání disulfidů železa. V severočeských uhelných pánvích se setkáváme s nálezy goethitu a wadu (BOUŠKA & DVOŘÁK, 1997) Postdepoziční minerlizace rosicko-oslavanské pánve Na základě dostupné literatury lze tyto minerály rozdělit do tří skupin. Zaprvé jsou to minerály, které vznikaly v sedimentech jako součást pojiva klastů nebo výplně trhlin. Do této skupiny náleží např. kalcit ve více generacích, dolomit, ankerit, siderit, baryt, anhydrit, křemen, sulfidy (např. pyrit a sfalerit) a pro rosicko-oslavanskou pánev typické organické sloučeniny v podobě hatchetinu a válaitu. Druhou skupinou jsou minerály vzniklé procesem zvětrávání, jako je např. sádrovec, možná část anhydritu a kalcitu. Do poslední, třetí skupiny, která nebude předmětem této práce, nicméně je nezbytné ji zmínit, patří minerály vzniklé antropogenní činností při prohořívání uhelných hald, kdy 13

14 podle BERNARDA et al. (1981) dochází jak ke spalování pyritu, popř. markazitu, tak suché destilaci uhlí a výsledkem jsou různé sublimáty např. síra, salmiak, čermíkit, druhotné sírany a organické minerály Minerály 1. Sírany a) bezvodé anhydrit CaSO 4 Je kosočtverečný síran vápenatý. Krystaly jsou sloupcovitého nebo kostkovitého tvaru s nerovnými plochami (SLAVÍK et al., 1974). Tvoří zrnité až celistvé agregáty. Barva je bílá až šedá. Má skelný nebo perleťový lesk. Je dokonale štěpný. T = 3,5; H = 2,96 (VÁVRA & LOSOS, 2006). baryt BaSO 4 Je kosočtverečný síran barnatý. Krystaly jsou tlustě až tence tabulkovité nebo krátce sloupcovité. Tvoří hrubě zrnité až celistvé agregáty, někdy radiálně paprsčité, lupenité, krápníkovité, lebníkovité. Lze ho nalézt i v podobě konkrecí. Často je čirý, jindy bývá zbarven do bílé, světle okrové, růžové nebo červené. Má skelný nebo perleťový lesk. Je výborně štěpný. T = 3 3,5; H = 4,5 (VÁVRA & LOSOS, 2006). b) vodnaté alunogen Al 2 (SO 4 ) H 2 O Je trojkolnný síran hlinitý, známý též jako keramohalit, který bývá řazen do skupiny skalic. Krystaly jsou ve formě tabule a šupinek. Lze ho nalézt i v podobě konkrecí. Barva je bílá nebo od příměsí železa nažloutlá. Má skelný nebo hedvábný lesk. Snadno se rozpouští ve vodě (SLAVÍK et al., 1974). epsomit MgSO4. 7 H2O Je kosočtverečný vodnatý síran hořečnatý, který bývá řazen do skupiny skalic (SLAVÍK et al., 1974). Krystaly jsou sloupečkovité až jehlicovité. Tvoří zrnité, vláknité nebo krápníčkovité agregáty. Barva je bílá, může být i bezbarvý. Má skelný lesk. Je dokonale štěpný. Dobře rozpustný ve vodě. Je pro něj charakteristická hořká chuť, T = 2 2,5; H = 1,68 (VÁVRA & LOSOS, 2006). halotrichit FeAl 2 (SO 4 ) H 2 O Je jednoklonný síran železnatohlinitý, který bývá řazen do skupiny kamenců. Vytváří vlákna. Je rozpustný ve vodě. (SLAVÍK et al., 1974). 14

15 melanterit FeSO4. 7 H2O Je jednoklonný vodnatý síran železnatý, známý jako zelená skalice, který bývá řazen do skupiny skalic (SLAVÍK et al., 1974). Vzácně vytváří krystaly, běžně se vyskytuje v podobě kůr, povlaků, krápníků nebo ledvinitých agregátů. Barva je žlutozelená nebo světle zelená. Má silný skelný lesk. Je dobře rozpustný ve vodě. T = 2; H = 1,9 (VÁVRA & LOSOS, 2006). mirabilit Na 2 SO 4. 10H 2 O Je jednoklonný síran sodný, známý jako Glauberova sůl, který bývá řazen do skupiny skalic. Vytváří sloupcovité krystaly (SLAVÍK et al., 1974). Obvykle tvoří výkvěty bílé až nazelenalé barvy společně s epsomitem (BOUŠKA & DVOŘÁK, 1997). sádrovec CaSO 4. 2H 2 O Je jednoklonný vodnatý síran vápenatý. Krystaly jsou tabulkovité, sloupcovité až jehličkovité. Vytváří paprsčité, hvězdicovité a vláknité agregáty. Výjimečně lze najít hrubě deskovité kusové odrůdy, známá jako mariánská skla (SLAVÍK et al., 1974). Může být bezbarvý, většinou je světle šedý s odstíny do červenohněda nebo medový. Má perleťový lesk. Štěpnost je výborná. Je slabě rozpustný ve vodě. T = 2; H = 2,3 (VÁVRA & LOSOS, 2006). 2. Sulfidy galenit PbS Je sulfid s oktaedrickou strukturou (VÁVRA & LOSOS, 2006). Krystaly nejčastěji tvoří krychle, nebo bývá ve spojce s osmistěnem. Tvoří zrnité agregáty. Barva je olověně šedá. Má kovový lesk. Je dokonale štěpný. H = 7,5; T = 2,5 (SLAVÍK et al., 1974). chalkopyrit CuFeS 2 Je sulfid s tetraedrickou strukturou. Krystaly vykazují sfenoidický nebo pseudotetraedrický typus. Krystalový tvar bývá často deformovaný s rýhovanými plochami. Má velmi sytě žlutou barvu. Je zřetelně štěpný a má kovový lesk. T = 3,5-4; H = 4,1-4,3 (VÁVRA & LOSOS, 2006). markasit FeS 2 Je sulfid s komplexními strukturami. Krystaly jsou nejčastěji sloupcovité nebo pyramidální. Tvoří velké množství různých forem agregátů, jako například zrnité, stébelnaté, ledvinité, krápníkovité, kulovité a další. Barva je mosazně žlutá. Má kovový lesk. Je nezřetelně štěpný. Je pro něj charakteristické rychlé zvětrávání. T = 6-6,5; H = 4,85-4,9 (VÁVRA & LOSOS, 2006). 15

16 pyrhotin FeS Je sulfid s oktaedrickou strukturou (VÁVRA & LOSOS, 2006). Velmi vzácně tvoří šesterečné krystaly, nejběžnější jsou tlustě tabulkovité nebo pyramidální tvary. Tvoří zrnité, deskovité a celistvé agregáty. Barva je bronzově hnědá (SLAVÍK et al., 1974). Má kovový lesk. Je pro něj charakteristický magnetismus. T = 4; H = 4,6 (VÁVRA & LOSOS, 2006). pyrit FeS 2 Je sulfid s komplexními strukturami. Nejčastějším krystalovým tvarem je krychle s charakteristickým rýhováním na plochách a pentagon dodekaedr (VÁVRA & LOSOS, 2006). Tvoří zrnité, celistvé, někdy paprsčitě stébelnaté agregáty. Barva je mosazná. Má kovový lesk a lasturovitý lom. Nejeví známky štěpnosti. T = 6; H = 5,1 (SLAVÍK et al., 1974). sfalerit ZnS Je sulfid s tetraedrickou (VÁVRA & LOSOS, 2006). Krystaly nejčastěji tvoří dvanáctistěn kosočtverečný a čtyřstěn. Tvoří zrnité občas stébelnaté agregáty. Barva je žlutá, nazelenalá až hnědá. Má polokovový nebo diamantový lesk. Je dokonale štěpný. T = 3,5; H = 4,05 (SLAVÍK et al., 1974). 3. Karbonáty a) bezvodé ankerit CaFe(CO 3 ) 2 Je trigonální uhličitan ze skupiny dolomitu (VÁVRA & LOSOS, 2006). Krystaly nejčastěji tvoří klence. Agregáty jsou zrnité. Barva je šedá nebo nažloutlá. Má sklený nebo perleťový lesk. Je dokonale štěpný. T = 3,5 4; H = 3 3,1 (VÁVRA & LOSOS, 2006). dolomit CaMg(CO 3 ) 2 Je trigonální uhličitan ze skupiny dolomitu. Krystaly nejčastěji tvoří klence. Agregáty jsou zrnité se zřetelnou štěpností. Je bílý, šedý, narůžovělý nebo nažloutlé barvy. Má zřetelnou štěpnost a skelný lesk. T = 3,5 4; H = 2,8 2,9 (Vávra & Losos, 2006). kalcit CaCO 3 Je trigonální uhličitan. Krystaly jsou sloupcovité, klencového nebo skalenoedrického typu. Tvoří velké množství různých forem agregátů, jako například kusové, zrnité, stébelnaté, krápníkovité nebo vytváří oolity a konkrece. Barva je bílá, šedá, žlutá, 16

17 načervenalá nebo namodralá, výjimečně čirá. Má skelný lesk. T = 3; H = 2,71 (VÁVRA & LOSOS, 2006). siderit FeCO 3 Je trigonální uhličitan. Krystaly jsou nejčastěji klencového typu. Vytváří ledvinité, nebo zrnité agregáty, oolity a konkrece s celistvou nebo radiálně paprsčitou stavbou. Barva je žlutá až hnědá. Má skelný lesk Je dokonale štěpný. Je pro něj charakteristická snadná rozpustnost. T = 3,5; H = 3,96 (Vávra & Losos, 2006). b) vodnaté azurit Cu 3 (OH) 2 (CO3) 2 Je monoklinický uhličitan, který vytváří sloupcovité krystaly, častěji však tvoří ledvinité agregáty, povlaky a nálety. Barva zelená až černozelená. Má skelný lesk. Je dokonale štěpný. T = 3,5; H = 4 (SLAVÍK et al., 1974). malachit Cu 2 (OH) 2 (CO 3 ) Je monoklinický uhličitan, který vytváří sloupcovité a tabulkovité krystaly. Vytváří zrnité, celistvé, zemité i práškovité agregáty. Barva je azurově modrá. Má skelný lesk. Je dokonale štěpný. T = 3,5; H = 3,8 (SLAVÍK et al., 1974). 4. Oxidy hematit Fe 2 O 3 Je oxid s oktaedrickou strukturou. Krystaly nejčastěji tvoří klence a dipyramidy. Pro hematit jsou typické různé formy agregátů, zrnité, šupinkovité, ledvinité, lístkovité, zemité, vláknité lebníky a oolity. Barva a lesk se u různých forem liší. Bývá červeně až černě zbarven. Lesk je polokovový, u některých agregátů matný (SLAVÍK et al., 1974). H = 6 6,5, T = 5,3 (VÁVRA & LOSOS, 2006). křemen SiO 2 Je oxid s tetraedrickou strukturou (VÁVRA & LOSOS, 2006). Nejčastěji vytváří sloupcovité krystaly ukončené základním klencem. Vyznačuje se vodorovným rýhováním na krystalových plochách. Má velmi proměnlivé zbarvení, bezbarvý křišťál, marmarošský diamant, fialový ametyst, kouřově hnědá záhněda, růžový růženín, černý morion a žlutý citrín. Není štěpný. Má skelný lesk a lasturnatý lom. T = 7; H = 2,65 (SLAVÍK et al., 1974). 17

18 5. Hydroxidy goethit a-modifikaci FeO(OH) Je hydroxid s rombickou symetrií. Krystaluje ve formě sloupců a jehliček. Tvoří vláknité, stébelnaté, krápníkovité a celistvé agregáty. Barva je žlutohnědá. Má polokovový lesk. Štěpnost podle (010) je dokonalá, podle (100) zřetelná. T = 5-5,5; H = 3,3 4,3 (VÁVRA & LOSOS, 2006). limonit Je směs hydroxidů železa, lepidokrokitu a goethitu. Vytváří kusové, ledvinité, kulovité a krápníkovité agregáty, povlaky a hlízovité konkrece. Má hnědou, žlutohnědou, červenohnědou až černohnědou barvu (BOUŠKA & DVOŘÁK, 1997). psilomelan Patří do skupiny manganomelanů, což jsou oxidy a hydroxidy manganu, podobné amorfním látkám. Tvoří kompaktní agregáty. Má černou barvu (VÁVRA & LOSOS, 2006). 6. Halovce fluorit CaF 2 Je halovec s kubickou symetrií. Vytváří krychlové nebo oktaedrické krystaly. Agregáty fluoritu jsou zrnité až celistvé. Je různě zbarvený, do modré, zelené, žluté, bílé, fialové až černé. Má skelný lesk. Je dokonale štěpný. T = 4; H = 3,18 (VÁVRA & LOSOS, 2006). 7. Organolity hatchettin Je vyšší uhlovodík metanové řady C n H 2 N n+2. Krystaluje v podobě tabulek s neurčitým postranním omezením nebo ho nacházíme v mikrokrystalické formě. Barva je bílá nebo nažloutlá. ozokerit Je tuhá směs uhlovodíků, označovaná jako zemní vosk. Má žlutou nebo hnědou barvu (SLAVÍK et al., 1974). válait Je organický minerál, který se svým složení podobá asfaltu. Má černou barvu a silný lesk. Na krystalových plochách má výrazné rýhování (HELMHECKER, 1867). 18

19 Lokality Babice Ve své knize BURKART (1953) na této lokalitě uvádí přítomnost malachitu a chalkopyritu. Oslavany KRUŤA (1966) uvádí z dolu Nosek nálezy šedobílého, zrnitého anhydritu, který vyplňoval pukliny v karbonském pískovci, drůzy záhněd na puklinách vápence z výplně v karbonském pískovci a jednotlivé krystaly na puklinách pelosideritů. Vedle záhnědy z této lokality pochází i nálezy křišťálu. BURKART (1953) ve své knize uvádí nález azuritu v nadloží třetí sloje a také malachitu, impregnujícího svory a slepence na bázi permokarbonských sedimentů na levém břehu řeky Oslavy. Ze skupiny uhličitanů popsal bezbarvý až několik cm velký kalcit, který byl nalezen společně s pyritem na puklinách arkóz a pískovců a dolomit z dutin pelosideritů. Ze síranů je na lokalitě včetně anhydritu zastoupen i bílý baryt, vyrůstající na arkóze, sádrovec z dolu Kukla, melanterit, bílý, jehličkovitý epsomit s hedvábným leskem, keramohalit a halotrichit. Ze skupiny sulfidů a oxidů BURKART (1953) uvádí nálezy pyritu a galenitu na arkózových pískovcích, markazit a limonit z pelosideritů a destičkovité krystaly hematitu uspořádané do růžic. Padochov Na této lokalitě byly v dole Františka společně popsány baryt, markasit, pyrit a červeně zbarvený hematit. Křemen je zde zastoupen několika centimetrovými krystaly křišťálu a čirou světle hnědou záhnědou, společně s nimi byl nalezen hrubě zrnitý pyrhotin. Z pelosideritových konkrecí byl popsán minerál hatchetin. Byly zde nalezeny až 10 cm krystaly kalcitu s náznaky skalenoedrů (BURKART, 1953). Zastávka Bezvodé sírany jsou zastoupeny bílým, nebo čirým barytem a anhydritem. Anhydrit byl popsán v podobě bílých krystalů, společně s ním byl popsán i fluorit. Pozdější fáze anhydritu jsou bílé, s perleťovým leskem a pravoúhlou štěpností, v této formě byl nalezen v příčné chodbě dolu Julius. Dále byl popsán z arkózových pískovců. Z vodnatých síranů jsou to sádrovec z arkózových pískovců a pelosideritů, mirabilit, vzácně melanterit, vzniklý oxidací pyritu a markazitu. Skupina sulfidů je na lokalitě hojně zastoupena, většina z nich doprovází sírany a karbonáty. V pelosideritech byl nalezen markazit a pyrit. 19

20 Z arkózových pískovců byl popsán galenit a sfalerit. Dále byl na lokalitě nalezen chalkopyrit a pyrhotin. Z e skupiny oxidů a hydroxidů je uveden nález záhnědy a tzv. Marmarošských diamantů. Z pelosideritů je znám limonit a goethit. Povlaky na uhelné drti byly popsány jako psilomelan. V dutinách pelosideritů byly nalezeny organolity, válait a hatchetin (BURKART, 1953). Zbýšov KRUŤA (1966) na této lokalitě popisuje výskyt drůz s klencovými krystaly ankeritu na puklinách karbonských pískovců z dolu Antonín ve střední části rosicko-oslavanské pánve. Dále z tohoto souvrství popisuje zrnité, olověně šedé, kovově lesklé agregáty galenitu zarostlé v karbonském pískovci a karbonátech. Také uvádí šedobílý, kusový, perleťově lesklý sádrovec ve formě desek vyplňujících pukliny v karbonátových sedimentech. Místy byl sádrovec čirý jako tzv. Mariánské sklo. Podle BURKART (1953) lze na lokalitě najít malé poloprůhledné žlutošedé krystaly barytu, konkrétně v dole Antonín. Z tohoto dolu popisuje také společný výskyt kalcitu a pyritu, v podobě až 4 mm velkých krychlí a oktaedrů místy s náběhovými barvami. Jejich další společný výskyt uvádí z dolu Simson, kde kalcit vytvářel drůzy s šedými krystaly, mezi kterými narůstal pyrit. Pyrit dále popisuje z dolu Jindřich. Zaznamenal také nálezy až 2 cm velkých krystalů křišťálu. Z dalších minerálů uvádí přítomnost hatchetinu a melanteritu na ložiskách uhlí. 20

21 5. Literatura Bernard, J. H. Čech, F. Dávidová, Š. Dudek, A. Fediuk, F. Hovorka, D. Kettner, R. Koděra, M. Kopecký, L. Němec, D. Paděra, K. Petránek, J. Sekanina, J. Staněk, J. & Šímová, M. (1981): Mineralogie Československa /2. vydání/ Nakladatelství Československé akademie věd. Praha. Bouška, V. & Dvořák, Z. (1997): Nerosty severočeské hnědouhelné pánve. Nakladatelství Dick. Praha. Brtíková, J. & Nehyba, S. (2011): Příspěvek k poznání provenience sedimentů ve střední části boskovické brázdy. Geologické výzkumy na Moravě a ve Slezsku, 18, 2, Brno. Burkart, E. (1953): Moravské nerosty a jejich literatura. Nakladatelsví československé akademie věd. Praha. Elpl, M. & Malý, L. (1966): Rosicko-oslavanským uhelným revírem. Okresní pedagogické středisko Brno - venkov. Brno - venkov. Helmhacker, W. (1867): Mineralspecies, welche in der Rossitz-Oslawaner Steinkohlenformation vorkommen. Jb. k. k. Geolog. Reichs-anstalt, 17, 2, Havlena, V. (1964): Geologie uhelných ložisek 2. Nakladatelství Československé akademie věd. Praha. Hršelová, P. Štelcl, J. Pavlátová, A. Pávková, V. & Coufalová, M. (2012): Nové poznatky o petrografickém charakteru sedimentů rosicko-oslavanské pánve u Oslavan. Acta Musei Moraviae, Scientiae geologicae, 97, 2, Brno. Kašpar, J. V. (1939): Mineralogie kladenských uhelných slojí. Státní geologický ústav Česko-Slovenské republiky. Praha. Kruťa, T. (1966): Moravské nerosty a jejich literatura Moravské museum.brno. Malý, L. (1978): Říční a deltová sedimentace v rosicko-oslavanské pánvi. In: Havlena, V. & Pešek, J. (eds): Sborník III. uhelně geologické konference, Praha. Malý, L. (1993): Formování sedimentační pánve permokarbonu boskovické brázdy a vývoj svrchnostefanské sedimentace v rosicko-oslavanské pánvi. In.: Přichystal, A. Obstová, V. & Suk, M. (eds.): Geologie Moravy a Slezska Brno. Maštěra, L. & Nehyba, S. (2011): Petrofaciální analýza permokarbonských sedimentů v jižní části boskovické brázdy a výskytu u Zöbingu (Dolní Rakousko). Geologické výzkumy na Moravě a ve Slezsku, 8, 2, Brno. 21

22 Melichar, R. (1995): Tektonický význam boskovické brázdy. Geologické výzkumy na Moravě a ve Slezsku v roce 1994, 2, Brno. Mísař, Z. Dudek, A. Havlena, V. & Weiss, J. (1983): Geologie ČSSR I. Český masív. Statní pedagogické nakladatelství. Praha Müller, P. Novák, Z. & kol. (2000): Geologie Brna a jeho okolí. Český geologický ústav. Praha. Petránek, J. (1993): Malá encyklopedie geologie. Jih. České Budějovice. Pešek, J. Holub, V. Jaroš, J. Malý, L. Martínek, K. Prouza, V. Spudil, J. & Tásler, R. (2001): Geologie a ložiska svrchnopaleozoických limnických pánví České republiky. Český geologický ústav. Praha. Plchová, J. & Horký, M. (2001): Stručná historie revíru. On-line: dne Slavík, F. Novák, J. & Kokta, J. (1974): Mineralogie. Academia. Praha. Suk, M. Ďurica, D. Obstová, V. & Staňková, E. (1991): Hluboké vrty v Čechách a na Moravě a jejich geologické výsledky. Gabrieli. Praha. Svoboda, J. & kol. (1964): Regionální geologie ČSSR. díl I. Český masív. sv. 2. algonkium až kvartér. Nakladatelství Československé akademie věd. Praha. 22