1.ÚVOD.8 2. POLOHA A OBECNÁ CHARAKTERISTIKA STUDOVANÉHO ÚZEMÍ GEOLOGICKÉ POMĚRY STUDOVANÉHO ÚZEMÍ

Transkript

1 OBSAH PRÁCE 1.ÚVOD POLOHA A OBECNÁ CHARAKTERISTIKA STUDOVANÉHO ÚZEMÍ Tvary vzniklé působením ledovce Pseudokrasové jevy GEOLOGICKÉ POMĚRY STUDOVANÉHO ÚZEMÍ Spodní karbon Křída Neogén Kvartér STRUKTURNÍ A TEKTONICKÁ CHARAKTERISTIKA OSOBLAŽSKA HISTORIE PEVNINSKÉHO ZALEDNĚNÍ SEVEROMORAVSKÉ OBLASTI SEDIMENTÁRNÍ POKRYV VZNIKLÝ PŮSOBENÍM LEDOVCE Elsterský komplex glaciálů Sálský komplex glaciálů LEDOVCOVÉ SOUVKY A BLUDNÉ BALVANY Ledovcové souvky a bludné balvany Souvky typické pro Osoblažsko Horniny ze středního Švédska Horniny z Ålandského souostroví Horniny z Baltského moře Fenoskandské sedimentární horniny HISTORIE VÝZKUMU ZALEDNĚNÍ NA OSOBLAŽSKU Terénní výzkum Zrnitostní analýzy Valounové analýzy Analýzy tvarů a zaoblení klastů Studium těžkých minerálů Paleoproudové analýzy VÝSLEDKY VÝZKUMU Terénní výzkum Pískovna u Osoblahy Bohušovská pískovna Bohušovská pískovna Zrnitostní analýzy Valounové analýzy...57

2 10.4. Analýzy tvarů klastů Zaoblení klastů Těžké minerály INTERPRETACE VÝSLEDKŮ Dokumentace profilů Zrnitostní analýzy Valounové analýzy Tvary a zaoblení klastů Paleoproudové analýzy Těžké minerály ZÁVĚR LITERATURA

3 1.Úvod Diplomová práce, s názvem Studium sedimentů kontinentálního zalednění vybraných lokalit Osoblažska mně byla zadána na katedře geologie přírodovědecké fakulty Masarykovy Univerzity v Brně dne a tématicky i místně navazuje na mou předchozí práci bakalářskou. Vedoucím diplomové práce je Mgr. Martin Ivanov, Dr. Výzkumná činnost byla po dohodě s Mgr. Danielem Nývltem z ČGS s pobočkou v Brně omezena na tři lokality, které se nacházejí ve východní části Osoblažského výběžku na území mezi obcemi Osoblaha a Bohušov. Náplní diplomové práce je rozšířená rešerše poznatků o kontinentálním zalednění v prostoru Osoblažska. V praktické části je vypracováno podrobné sedimentárněpetrologické studium a litofaciální dokumentace profilů ze tří lokalit v Osoblažském výběžku. Jedná se o štěrkopískovny založené převážně v glacifluviálních sedimentech. Výsledná data byla zpracována pomocí statistických metod a srovnávána s již publikovanými údaji ze širšího okolí Osoblažska. Metody výzkumu byly zaměřeny především na faciální a architekturní popis a interpretaci sedimentárních těles, valounové a zrnitostní analýzy, studium těžkých minerálů a analýzy tvaru a zaoblení klastů. Osoblažsko, jakožto okrajová oblast ČR, je z hlediska výzkumné činnosti dosti opomíjeným regionem, přestože obsahuje řadu unikátních tvarů a jevů vzniklých působením kontinentálního ledovce. Většina prací, které pojednávají o problematice pleistocenního zalednění na tomto území pochází ze 60. let, kdy byly tyto sedimenty studovány v rámci vytváření geologické mapy 1: Sedimentologické popisy hornin z tohoto období se omezují většinou jen na jejich petrologické složení a zrnitostní analýzy. Cílem práce je především doplnit výzkum těchto sedimentů také o nové poznatky získané analýzami těžkých minerálů, horninovým složením štěrkové frakce, studiem tvarů a zaoblení klastů a dalšími metodami. Neméně podstatný je detailní popis sedimentárních těles a jejich stavebních znaků, což je klíčovým předpokladem k interpretaci původního sedimentačního prostředí a pochopení vývoje tohoto území během zásahu kontinentálního zalednění. 8

4 2. Poloha a obecná charakteristika studovaného území Hranici Osoblažského výběžku klademe ve vnitrozemí zhruba na linii spojující středy obcí Janov a Město Albrechtice. Dále je území ohraničeno česko-polskou státní hranicí, která je převážně uměle vytvořena, pouze na několika místech kopíruje vodní toky. Obvod studovaného území má délku téměř 83 km a zaujímá plochu 176 km 2. Podle ZAPLETALA (1966) se nejvýchodnější místo Osoblažska nachází asi 1 km na V od Matějovic ( N, E, 269 m n. m.). Nejzápadnější mezní bod je s. od Janova na průsečíku vrstevnice 435 m n. m. a česko-polské státní hranice ( N, E). Severní mezní bod leží v cípu Osoblažského výběžku ( N, E, 245 m n. m.). Nejjižnějším bodem je místo styku toku řeky Opavice se státní hranicí v. od Města Albrechtice ( N, E, 387 m n. m.). Geomorfologicky se studované území, jehož převážná část je tvořena mírně zvlněnou Jindřichovskou pahorkatinou, vyznačuje menší tvarovou pestrostí než přilehlá jesenická oblast (ZAPLETAL 1966). Na SV postupně přechází do Osoblažské nížiny, která je spolu s Opavskou pahorkatinou součástí Středopolské nížiny (CZUDEK 2005). Obecně klesá sklon terénu od JZ k SV. Nejnižším místem je kóta 204 m n. m. na soutoku řek Prudníku a Osoblahy. Nejvyšším bodem je s výškou 574 m n. m. hřbetní komplex Kobyly (ZAPLETAL 1966). Dnešní reliéf Osoblažské nížiny, vzniklý až po ústupu sálského ledovce, je reliéfem erozním. Tvary původních glaciálních akumulací jsou již natolik pozměněny, že nejsou jednoduše geneticky rozpoznatelné. Tímto se ráz krajiny liší od oblastí v Polsku či Německu, které byly přímo zasaženy viselským zaledněním (CZUDEK 1993) Tvary vzniklé působením ledovce Nunataky skalní vrcholy vyčnívající nad povrch ledovce (DEMEK1987). ZAPLETAL (1966) uvádí asi 10 nunataků v době maximální transgrese ledovce. Nejrozsáhlejší nezaledněné území tvořila oblast masivu Kobyly (Kobyla 574 m n. m.) v z. části Osoblažska (ZAPLETAL 1966). Oblíky konvexní tělesa vzniklá působením ledovce. Oblíky jsou ledovcem přemodelované převážně oválné pahorky s obvykle asymetrickým podélným profilem, tvořené podložní skalní horninou, v tomto případě horninami kulmu a občas i křídovýmí pískovci. Mírný svah bývá orientován proti směru pohybu ledovce (DEMEK 1987). Ve 9

5 studovaném území jich můžeme napočítat stovky. Mezi morfologicky nejvýraznější (ZAPLETAL 1966) patří například kopec s vrcholem 410,7 m n. m. severozápadně od Třemešné, dále vrch Hrbisko (325 m n. m.). Zatímco někteří autoři (JÜTTNER 1912, KROUTILÍK 1961) většinu těchto tvarů považovali za oblíky, jiní (ZAPLETAL 1966) interpretují tyto elevace s odůvodněním na jejich příliš velké rozměry jako nunakoly. Trog ledovcové údolí s příčným profilem ve tvaru písmene U. V podélném profilu jsou pro trogy charakteristické stupně (DEMEK a ZEMAN 1979). Těchto údolí je ve studovaném území vyvinuto několik. Nejlepším příkladem je protáhlé údolí mezi kopci Kobyla a Strážný vrch. V nejužším místě dosahuje šířky 80 m a směrem k severovýchodu se rozšiřuje (ZAPLETAL 1966). Karovitá deprese převážně kruhovitý tvar vyhloubený ve svazích, v začátcích údolí a svahových úpadů nebo při úpatí mrazových srubů a srázů (CZUDEK 2005). Další mrazové sruby a obruby (lemy) uvádí KROUTILÍK (1966) ve svazích terénní deprese mezi Liptání a Třemešnou a také na sever od obce Hlinka. Dále popisuje stejný autor cirkový uzávěr východně od obce Třemešná, západně od vrchu Kobyly (573 m n. m.), který je orientován severovýchodním směrem. Ve svahu tohoto kopce je podle KROUTILÍKA (1966) vyvinuta karovitá deprese s vystupujícím mrazovým srubem. To vše svědčí o silné mrazové modelaci krajiny v periglaciálním klimatu (KROUTILÍK 1966) Pseudokrasové jevy Pseudokrasové jevy jsou vázány na svrchnokřídové horniny v oblasti jv. od obce Matějovice, ve stráni na pravém břehu potoka Hrozové. Tato lokalita je největší svého druhu na Moravě. Nejvýznamnější ukázkou pseudokrasové činnosti jsou Matějovické jeskyně (ZAPLETAL 1966). Podle KRÁLE (1957) jsou jeskynní prostory vázány na systém poruch směru SSV JJZ a SV JZ a celý jeskynní komplex vznikl mechanickými účinky proudící vody, podél těchto puklin ve snadno rozdružitelných a propustných cenomanských pískovcích (KRÁL 1957). Svah v pseudokrasovém prostoru je vlivem kerného sesuvu stupňovitě uspořádán a na odlučné ploše se následně vytvořily i zmíněné Matějovické jeskyně (SKÁCEL 1961b). Jeskyně mají společný vchod vytvořený ve stěně trychtýřovitého závrtu (ZAPLETAL 1966), kterých je zde vyvinuto hned několik a které jsou orientovány stejným směrem jako systém jeskynních poruch (SKÁCEL 1961b). 10

6 3. Geologické poměry studovaného území Spodní karbon Podloží Osoblažského výběžku je převážně tvořeno spodnokarbonskými horninami (ZAPLETAL 1966). Geologická stavba studovaného území není tak jednotvárná jako ve střední části Nízkého Jeseníku, navíc se vyznačuje užšími pásmy kulmských hornin s poněkud odlišnou facií (SKÁCEL a KROUTILÍK 1961). Svrchní devon až spodní karbon je zastoupen andělskohorským souvrstvím, výlučně spodnokarbonský flyšový vývoj je tvořen horninami hornobenešovského a moravického souvrství. Hornobenešovské souvrství, spadající převážně do stupně visé, je pravděpodobně mladší než andělskohorské souvrství. Nejmladší horniny kulmu vyskytující se na Osoblažsku náleží moravickému souvrství, které je stáří visé a tvoří podloží východní části studovaného území (CHLUPÁČ et al. 2002). Z kulmských hornin vyskytujících se na Osoblažsku (ZAPLETAL 1966) je nejvíce zastoupeno hornobenešovské souvrství (53 %), nejmenší rozsah má andělskohorské souvrství (14 %). Geologické poměry území znázorňuje obr. 1. Andělskohorské souvrství tvoří hlavně břidlice a droby. Nacházejí se zde i tufity a výjimečně bazické výlevné horniny (ZAPLETAL 1966). Bazalty od Biskupic a Bohušova uvádějí také SKÁCEL a KROUTILÍK (1961). V jemnozrnných slepencích převládají valounky starších metamorfovaných hornin fylity, velmi jemnozrnné kvarcity a epizonálně metamorfované kulmské horniny (MAŠTERA 1996). Asi 10 km široký pruh hornobenešovského souvrství, S J orientace (ZAPLETAL 1966) tvoří hlavně droby, v menší míře jsou obsaženy jemnozrnné slepence a vložky břidlic. Slepence obsahují opracované valouny až bloky drob, kvarcitů, křemene, šedých vápenců, ojediněle pegmatitických rul videlského typu (SKÁCEL a KROUTILÍK 1961). Toto souvrství tvoří podloží území mezi obcemi Hejnov, Hynčice a Velký Valdštejn (SKÁCEL 1966a). Moravické souvrství je na daném území tvořeno v drtivé většině tmavě šedými prachovitými a jílovitými břidlicemi (CHLUPÁČ et al. 2002). Typickou horninou moravického souvrství jsou pokrývačské břidlice. Ty se vyskytují v malé mocnosti na z. okraji obce Pelhřimovy a na v. okraji Liptáně (SKÁCEL a KROUTILÍK 1961). Mezi obcí Město Albrechtice a osadou Artmanov se vyskytují slabě metamorfované jemné, černé jílovce náležející bohdanovickým vrstvám moravického souvrství. U obce Liptáně se vyskytují podobné horniny, ale s častějšími polohami drob a prachovců a s relikty 11

7 stratigraficky vyšších vrstev cvílinských. Cvílinské vrstvy moravického souvrství jsou zastoupeny břidličnatými jílovci s čočkami vápenců, arkózami, arkózovými drobami a polymiktními slepenci u Dívčího Hradu a Sádku (SKÁCEL 1966a). Nejvyšší část moravického souvrství je na Osoblažsku tvořená mělkovodnějšími sedimenty, než je typické pro toto souvrství v Nízkém Jeseníku, a jsou proto někdy označovány jako tzv. osoblažský vývoj (CHLUPÁČ et al. 2002). Poblíž obce Dívčí Hrad vystupují facie uhelného vápence s bohatou faunou (SKÁCEL 1961a) Křída Ve východní části Osoblažského výběžku vystupuje, v pruhu mezi obcemi Dívčí Hrad a Matějovice, několik desítek izolovaných těles tvořených takzvanou osoblažskou křídou. Jde o jediný výskyt mezozoických hornin na daném území a také na území jesenického kulmu. Podle CRAMERA (1937) se jedná o horniny cenomanského stáří. Původně plošně rozsáhlejší epikontinentální mořské uloženiny byly v průběhu kenozoika z velké části erodovány. Převažujícím horninovým typem jsou světlé (bělavé) mořské pískovce s kaolinickým tmelem a glaukonitem, pískovce s vložkami rohovců a ojediněle i slepenců (SKÁCEL 1961b). Největší mocnost glaukonitických a kaolinických pískovců (okolo 40 m) uvádí CHLUPÁČ et al. (2002) u Dolních Povelic. Pískovce mají lavicovité uspořádání a téměř horizontální uložení vrstev (např. u Matějovic mají mírný úklon k V až SV, sklon 2 ). Na bázi těchto pískovců jsou zelenavé písčité jíly (SKÁCEL a KROUTILÍK 1961). Lokálně se také vyskytují bazální rezavé hrubozrnné pískovce až slepence s křemitoželezitým tmelem. Souvrství obsahuje fosílie měkkýšů (např. Exogyra columba). Osoblažská křída navazuje na opolskou křídu, která k nám zasahuje od polských Głubczyc. Podle SKÁCELA (1961b) spolu obě oblasti výskytu křídy pod kvartérním pokryvem přímo souvisejí. Na přímém styku křídových a karbonských sedimentů byla zjištěna lateritizace jen s. od Dolních Povelic. Naopak silná fosilní lateritizace kulmských hornin při okraji křídového zálivu mající směr SZ JV je běžná (KROUTILÍK a SKÁCEL 1962). Ve vrtech byly zjištěny i mladší členy svrchní křídy než je cenoman. Vrt OS-5 navrtal v hloubce 223,30 m horniny coniaku a části svrchního turonu obsahující inoceramovou faunu svrchní křídy (SKÁCEL 1966b). Coniak je zastoupen světlešedými prachovitými, vápenatými a slídnatými jílovci a jílovito-vápenatými a slídnatými prachovci s uhelnou drtí. Zastižená část svrchnoturonského souvrství (v hloubce ,5 m) je stejně jednotvárná jako výše uvedený coniak (SKÁCEL 1998). Podle SOUKUPA se tento sled hornin podobá březenským vrstvám v křídě kralického prolomu (SOUKUP in SKÁCEL 1998). Valouny 12

8 glaukonitických pískovců pocházejících pravděpodobně z Osoblažska popisují KODYMOVÁ a ŠIBRAVA (1959) v souvrství kobeřických štěrkopísků Neogén Neogenní sedimenty jsou známy jen z vrtů. Největších mocností dosahují s. od údolí Prudníku (SKÁCEL 1966b). Miocenní horniny plošně pokrývají území na sever od osoblažského zlomu, dále k jihu vybíhají dva úzké zálivy, jeden k Hlince, druhý k Bohušovu (SKÁCEL 1997). Vrt OS-4 severně od Slezských Pavlovic provrtal baden do hloubky 148 m, aniž zastihl podloží. Neogén je zde tvořen sladkovodními tuhými modrozelenými a bělošedými jíly až jílovci s různou prachovcovou příměsí. V hloubce 141 m vrt zastihl sloj lignitu. Vrt OS-5, u osady Závsí j. od Slezských Pavlovic, zjistil jílovitý oddíl badenu do hloubky 118 m. V něm se nacházejí v hloubce 61,2 61,3 m, m a ,7 m lignitové sloje. Hlouběji přechází do detritického vývoje až do hloubky 223,3 m (jedná se nejspíš o redeponovaný materiál cenomanských pískovců). V hloubce m byla zastižena mechovková lavice a na základě fosilií v ní nalezených byly tyto vrstvy přiřazeny do svrchního sarmatu. Na bázi jsou vyvinuty vrstvy modrošedých, prachovcových, nevápnitých jílů (SKÁCEL 1966b) Kvartér Na území Osoblažské nížiny je skalní podloží z velké části překryto kvartérním pokryvem. U Slezských Pavlovic jv. od osady Studnice a sv. od obce Osoblahy přesahuje mocnost pleistocenních sedimentů 30 m (KROUTILÍK 1963). Vyskytují se zde sedimenty fluviálního původu a sedimenty svahové (koluviální). Významné jsou především sedimenty glacigenní a glacifluviální (budou popisovány v samostatné kapitole) i spraše a sprašové hlíny (ZAPLETAL 1966). Za nejstarší horniny kvartéru na daném území jsou pokládány vrstvy fluviálních štěrčíků, zjištěné ručními vrty např. u Slezských Pavlovic. Na základě přítomnosti úlomků místních hornin a absence severského materiálu ve štěrcích se usuzuje na jejich předelsterské stáří (SKÁCEL a KROUTILÍK 1966). Ve valounovém složení dominují křemen a kulmské droby, slepence a břidlice. Zjištěná mocnost těchto sedimentů nepřesahuje 1 m (THEIMER 1986). Průměrná velikost klastů je 5 mm. Jsou špatně opracované, zpravidla ostrohranné. Mezi preglaciální horniny kvartéru na Osoblažsku řadíme také kompaktní jíly o mocnosti až 20 m, které byly zjištěny ve vrtech při soutoku řek Prudníku a Osoblahy (KROUTILÍK 1963). 13

9 Koluviální sedimenty jsou na Osoblažsku málo rozšířené, což je dáno především nižším zvlněním terénu (ZAPLETAL 1966). Jsou tvořeny převážně gravitačními plouženými sedimenty (RŮŽIČKOVÁ et al. 2003) v podobě kamenitohlinitých a kamenitých svahovin (ZAPLETAL 1966). Na pravém okraji nivy řeky Osoblahy se vyskytují také holocenní koluviální písčitohlinité sedimenty (CZUDEK 1993). Fluviální sedimenty a sedimenty říčních teras se vyskytují pouze v nižších polohách Osoblažského výběžku (ZAPLETAL 1966). Údolní dna řek Prudníku a Osoblahy jsou tvořena štěrkopísky viselského stáří o mocnosti 4 m (SKÁCEL a KROUTILÍK 1966), a jsou překryty holocenními povodňovými sedimenty o mocnosti převážně 2 3 m (CZUDEK 1993). Problém teras na řece Osoblaze a Prudníku není dodnes vyřešen. SKÁCEL a KROUTILÍK (1966) a KROUTILÍK (1968) uvádějí 18 m terasu s mocností štěrkopísků 10 m, bází ve výšce cca 8 m a s povrchem ve výšce 18 m nad hladinou Prudníku mezi obcí Slezské Pavlovice a osadou Studnice, při soutoku obou řek na levém břehu Osoblahy a pravém břehu Prudníku. Ve valounech (THEIMER 1986) dominuje silezický materiál - bílé sericitické kvarcity, amfibolity a žilný křemen, v příměsi jsou klasty nordických hornin (granity, pazourky). Statigraficky je tento terasový stupeň korelovatelný s vyšším terasovým stupněm zábřežským řeky Opavy (na Opavsku a Hlučínsku) a ostravským terasovým stupněm řeky Ostravice na Ostravsku (KROUTILÍK 1963) a odpovídá kataglaciální fázi elsterského glaciálu (SKÁCEL a KROUTILÍK 1966). Dále je z Osoblažska uváděna hlavní terasa s původním povrchem 12 m a bází 3 m (mocnost štěrkopísků okolo 10 m) nad hladinou Prudníku rozšířená na levém břehu řeky (KROUTILÍK a SKÁCEL 1966, KROUTILÍK 1968). Horninová náplň je podobná výše zmíněné terase (THEIMER 1986). Do období sálského komplexu glaciálů spadá vznik terasy wartského stáří (konec středního pleistocénu) s mocností štěrků 6 m, povrchem ve výšce 7 m a bází 1 m nad hladinou Prudníku při jeho levém břehu j. od Slezských Pavlovic (KROUTILÍK a SKÁCEL 1966, KROUTILÍK 1968). Při stanovení říčních teras se autoři opírali o vrtné práce, které měli k dispozici. CZUDEK (1993) tyto terasy geomorfologickými metodami výzkumu nezjistil. Tam, kde jsou terasy Prudníku KROUTILÍKEM a SKÁCELEM (1966) zakresleny do mapy (1 : ) morfologicky nepřipomínají říční terasy, i když se zde na mnohých místech vyskytují štěrky, které vypadají jako fluviální. Na levém břehu Osoblahy je mapována 18timetrová terasa. Místy se (v okolí hřbitova) projevuje určité zploštění na svahu připomínající říční terasu, ale bez vrtných prací jí nelze prokázat (CZUDEK 1993). Eolické sedimenty, ležící nad ledovcovými, se vyskytují maximálně do 400 m n. m. (ZAPLETAL 1966), PROSOVÁ (1960) uvádí výskyt pouze do 350 m n. m. Z tohoto 14

10 důvodu nevytvářejí spraše a mnohem častěji sprašové hlíny v oblasti Jindřichovské pahorkatiny plošně rozsáhlejší pokryvy. Naopak v oblasti Osoblažské nížiny pokrývají velké plochy sprašové hlíny viselského stáří (CZUDEK 1993). Nejvíce jsou rozšířeny v oblasti mezi obcemi Osoblaha, Hlinka a Slezskými Pavlovicemi a dále mezi Matějovicemi a Rusínem (SKÁCEL a KROUTILÍK 1966). Jejich průměrná mocnost je kolem 3 m, maximální mocnost u Slezských Pavlovic je 5 m (SKÁCEL a KROUTILÍK 1966, CZUDEK 1993). V pleniglaciální fázi viselského zalednění se uložily dva sprašové pokryvy (W2 a W3), mladší W3 je vápnitý. Navzájem jsou odděleny vrstvou fosilních půd (KROUTILÍK 1963). Spraše jsou žlutohnědé, mramorované s šedými jílovitými záteky a rzivými šmouhami (Fe-bročky) (KROUTILÍK a SKÁCEL 1962) a byly naváty větry sz. směrů (MACOUN et al. 1965, SKÁCEL a KROUTILÍK 1966, CZUDEK 1997). Obsah CaCO 3 ve spraších kolísá od 0,3 do 3 hmotnostních % (LISÁ 2004). Z oblasti mezi obcemi Rusínem a Matějovicemi uvádějí KROUTILÍK a SKÁCEL (1962) vápnitou spraš. Eolické uloženiny Osoblažska jsou velmi podobné plošně mnohem rozšířenějším vátým sedimentům Hlučínska. Zdrojovými horninami sprašových pokryvů se v dané oblasti zabývala LISÁ (2004). Z průsvitných těžkých minerálů v nich dominují granát, staurolit, turmalín, zirkon a amfibol. Tato asociace je velmi podobná zastoupení těžkých minerálů v glacifluviálních píscích studovaných OTAVOU et al. (1991). Ze studia povrchových struktur prováděných na křemenných zrnech bylo zjištěno, že pouze 1 % z nich nese stopy eolického transportu. Naopak větší množství zrn dokládá transport jak fluviální (20 %) tak ledovcový (10 %). Zdrojovými horninami pak na základě výše zmíněných indicií mohl být původně terciérní materiál, který posléze prodělal fluviální a ještě později ledovcový transport (LISÁ 2004). Tato zjištění potvrzují starší práce autorů, kteří za zdrojové horniny spraší a sprašových hlín považovali glacigenní sedimenty sálského zalednění a materiál štěrkopískových teras (MACOUN et al. 1965). 15

11 S 0 5 km Obr. 1.: Osoblažsko, výřez geologické mapy 1: v měřítku 1 : a legenda ke geologické mapě 1 : ( 16

12 4. Strukturní a tektonická charakteristika Osoblažska Kulmské horniny, tvořící značnou část podloží Osoblažského výběžku, jsou složitě provrásněny. Důležitým strukturním prvkem stavby studovaného území je brachyantiklinální uzávěr svrchních hornobenešovských vrstev u obce Třemešné, přičemž obě vrásová ramena jsou v překocené pozici. Přibližně v osní rovině brachyvrásy mezi obcemi Město Albrechtice a Třemešná je vyvinuto údolí, napříč kterým vede rozvodí mezi řekou Opavicí a řekou Osoblahou. Západně od výše uvedené struktury se ve zvrásněných vrstvách jílovců moravického souvrství projevuje slabá regionální metamorfóza s narůstající intenzitou směrem k západu. Do této struktury intrudovaly žíly bazických, gabrodiabasových hornin o mocnosti až 1 m (SKÁCEL 1966a). Přibližně na rozhraní andělskohorských a hornobenešovských vrstev se vyskytuje metamorfní gradient. Ten způsobuje, že slepence andělskohorských vrstev mají fylitickou texturu, zatímco hornobenešovské slepence jsou zbřidličnatělé (MAŠTERA 1996). Provrásnění studovaného území je navíc zkomplikováno přítomností zlomů, které celou oblast rozdělují na tři části. Podle směrů je můžeme rozdělit do dvou hlavních skupin. V první jsou zlomy s převládajícím směrem ZSZ VJV, v druhé potom zlomy vsv. zjz. orientace. Zlomy ve směru téměř V Z a S J nejsou pro stavbu Osoblažska důležité. Pásmo zlomů ZSZ VJV oddělující severní a střední část území je založeno na flexuře. Patří sem zlom označený Skácelem jako pitárenský, podél něhož zaklesla severní kra (SKÁCEL 1966a). K tomuto zlomovému systému patří významný zlom osoblažský. Na našem území probíhá v délce 5 km s. od obce Osoblahy a osady Rylovky. Podél této poruchy došlo k poklesu kulmu o několik stovek m. Strukturní vrty prováděné v rámci geologického mapování v 60. letech nedosáhly hornin kulmu ani v hloubce kolem 500 m. Pro výrazný pokles předkřídového podloží svědčí i geofyzikální podklady (např. nápadný a strmý gradient v tíhové mapě Boguerových anomálií). Podobný gradient omezuje blok moravskoslezského kulmu vůči Hornomoravskému prolomu (pokles kulmu Hornomoravského úvalu byl stanoven na více než 600 m). Na základě těchto indicií se SKÁCEL (1998) domnívá, že osoblažský zlom tvoří ohraničení nízkojesenické části severomoravského bloku, a že zde došlo k poklesu o m. Pohyby podél tohoto zlomu (SKÁCEL 1998) probíhaly naposledy během saxonské tektogeneze (odraz alpinské orogeneze v Českém masivu). 17

13 Střední a jižní kru studovaného území dělí systém zlomů VSV ZJZ orientace. Podél zlomu, který vede j. od obce Víno směrem k Městu Albrechticím, a který byl Skácelem pojmenován podle nedaleké obce biskupický, intrudovala do flyšového komplexu bazaltová žíla (SKÁCEL 1966a). Za specifický případ strukturních staveb projevujících se na řadě míst v Osoblažském výběžku můžeme považovat glacitektonické jevy. Nejčastěji se projevují šupinovitou stavbou morénových štěrků (viz. lokalita Bohušov 2). Dále (SKÁCEL a KROUTILÍK 1966) byly zjištěny případy zahnětení cizorodých horninových těles do souvrství glacifluviálních písků (např. morénové štěrky v pískovně j. od Osoblahy, kra cenomanských pískovců u Dolních Povelic). Ve štěrkovně u obce Vysoká byl popsán tektonický styk glacigenních sedimentů a proluviálních štěrků. Obě polohy jsou konformně zvrásněny (KUNSKÝ 1955). 5. Historie pevninského zalednění severomoravské oblasti Kontinentální ledovec překročil v pleistocénu severní hranice ČR poprvé v průběhu elsterského a později v době sálského zalednění (MACOUN et al. 1965, MACOUN a KRÁLÍK 1995). Maximální rozšíření ledovcových sedimentů ukazuje obr. 2. V průběhu elsteru vyčleňujeme v moravskoslezské oblasti dvě samostatná zalednění. Starší opavské zalednění se třemi náporovými fázemi a mladší kravařské zalednění se dvěma ledovcovými nápory (MACOUN et al. 1965, MACOUN a KRÁLÍK 1995). Navzájem jsou odděleny otickým teplým obdobím, s charakteristickým výskytem oglejených hnědozemních půd (MACOUN a KRÁLÍK 1995, CZUDEK 1997). Opavskému zalednění odpovídá v Polsku glaciál san 1, v západní Evropě jej lze korelovat s glaciálem B cromerského komplexu (LEWANDOWSKI 2003). Tento glaciál (LINDNER et al. 2004) časově koresponduje se stupněm OIS 16 ( tis. let). Hlinitopísčité až písčitojílovité tilly opavského zalednění jsou většinou šedě zbarveny (odpovídají zabarvení miocenních uloženin tvořících jejich preglaciální podklad) a bývají často vápnité (CZUDEK 1997). Elsterské tilly se dají odlišit od tillů sálských díky vyššímu obsahu křemene a nižšímu zastoupení nordických souvků. Kromě toho obsahují také úlomky miocenních lignitů (MACOUN et al. 1965). Jejich mocnost dosahuje v okolí Kobeřic až 75 m (CZUDEK 1997). V období maximálního zásahu elsterského ledovce sahalo jeho čelo až k severnímu okraji Nízkého Jeseníku (MACOUN a KRÁLÍK 1995). Mocnost ledovce nepřevyšovala 100 m a směrem k okraji Nízkého Jeseníku se snižovala až na 50 m (MACOUN 1980). V ústupové fázi se usazovaly glacilimnické jíly a písky a až 30 m mocné zvrstvené tilly 18

14 (např. u obce Sudice). V oblasti Moravské brány jeho přítomnost nebyla prokázána (CZUDEK 1997). V kravařském zalednění vyčleňujeme dvě náporové fáze oddělené muglinovským teplým úsekem (CZUDEK 2005). Prvnímu náporu odpovídá (LEWANDOWSKI 2003) v Polsku glaciál san 2 (v západní Evropě je označován jako elster 2). Tilly tohoto zalednění byly na Ukrajině datovány zhruba na 470 tis. let BP a odpovídají stupni OIS 12 (LINDNER et al. 2004). Druhý nápor je v Polsku označován wilga (LEWANDOWSKI 2003). V předpolí ledovce se objevuje jezero opavsko hlučínské (MACOUN 1980). Ledovec kravařského zalednění dosáhl až k okraji Podbeskydské pahorkatiny a do oderské části Moravské brány (MACOUN a KRÁLÍK 1995, MARKS 2005) a zanechal na našem území hnědě a šedě zbarvené tilly (CZUDEK 2005). Nejjižnější výskyty sedimentů tohoto zalednění se podařilo nalézt v okolí Fulneku (MACOUN et al. 1965). Velmi intenzivní je také glacifluviální sedimentace, jejíž uloženiny druhé náporové fáze jsou až 15 m mocné (Bolatice na Hlučínsku). Během druhého náporu vzniká také jezero mezi Oldřišovem a Opavou. Mocnosti jílů, které se v něm uložily, se pohybují až kolem 6 m (CZUDEK 1997). Následná poelsterská eroze, která například na Osoblažsku může dosahovat až 40 m (THEIMER 1986) zapříčinila, že nelze s určitostí stanovit odtok tavných vod přes hlavní evropské rozvodí (HAVLÍČEK-TYRÁČEK 1996). V průběhu kravařského zalednění sedimentovala patrně spodní štěrkopísková akumulace hlavní terasy. Jako hlavní terasu nebo také ostravskou terasu (ŽEBERA 1955) označujeme plošně nejrozsáhlejší terasu nejen v údolí Odry, ale všech řek na Ostravsku (MACOUN et al. 1965). Její vznik je řazen do jeho kataglaciální fáze (HAVLÍČEK- TYRÁČEK 1996), ale podle některých autorů mohla vzniknout i v chladném výkyvu holsteinského interglaciálu (MACOUN et al. 1965, CZUDEK 2005). Nad spodní akumulací štěrkopísků leží svrchní akumulace hlavní terasy, jejíž vývoj je ukončen v průběhu anaglaciální fáze sálského zalednění (MACOUN et al. 1965). Terasa je vyvinuta na řadě míst podél toků řek Odry, Ostravice a Opavy. V následujícím teplém období označovaném jako holsteinský interglaciál docházelo v údolích řek k silné erozi (CZUDEK 2005). Mimo údolní systémy pokrývají sedimenty elsterského zalednění velké plochy, ale mají jen malou mocnost, což nasvědčuje rovněž značné denudaci. V plochých oblastech se místy zachovala reliktní jezera. Největší z nich bylo Stonavské jezero, které mělo rozlohu několik km 2 (MACOUN et al. 1965). Na základě sedimentologických a palynologických studií vyčleňují MACOUN et al. (1965) v holsteinském interglaciálu dva teplé výkyvy, které jsou odděleny výrazným chladným 19

15 výkyvem. Starší teplý výkyv je u nás zastoupen v uloženinách poblíž Skřečoně u Bohumína a v Ostravě-Muglinově. Mladší teplý výkyv charakterizují slatinné sedimenty Stonavského jezera. Starší výkyv je typický výskyty plošně omezených, řídkých lesů s převládající borovicí. Během mladšího výkyvu se rozšířily smíšené lesy s hojným zastoupením teplomilných listnatých stromů (MACOUN et al. 1965). Vegetace v chladném výkyvu odpovídá arktickému klimatu. U nás je tento výkyv zastoupen tenkou vrstvou sprašových hlín a stlačenou vrstvou rašeliny v nadloží slatinných muglinovských vrstev (OPRAVIL 1962). Po oteplení v průběhu holsteinu zasáhlo severní okraj ČR druhé velké (sálské) zalednění. V moravskoslezské oblasti jej dělíme na starší palhanecké a mladší oldřišovské zalednění. V prvním vyčleňujeme dvě ledovcové transgrese, v druhém tři nápory ledovce. Na základě dochovaných sedimentů mělo toto zalednění v oblasti Ostravska, Opavska a Moravské brány větší rozsah než předchozí elsterský glaciál (MACOUN et al. 1965, MACOUN 1980). Palhaneckému zalednění odpovídá přibližně glaciál liwiec v Polsku nebo glaciál orel na Ukrajině. Odpovídají přibližně stupni OIS 10 a jejich stáří bylo stanoveno v Bělorusku na tis. let BP. Někteří autoři (LINDNER et al. 2004) se domnívají, že ledovec v tomto období území Moravskoslezského kraje nezasáhl a jeho čelo se zastavilo severněji na území Polska. Stáří tillů mladšího sálského zalednění (drenthe v západoevropské stratigrafii, oderské zalednění v Polsku), které je korelováno se stupněm OIS 6, a kterému u nás odpovídá oldřišovské zalednění se odhaduje na 200 tis. let BP (LINDNER 1988, LINDNER et al. 2004). V anaglaciální fázi staršího sálského zalednění byla završena tvorba již zmíněné hlavní terasy sedimentací svrchní štěrkopískové akumulace. Tato terasa je důležitá nejen z hlediska korelace glaciálních a extraglaciálních oblastí, ale lze podle ní korelovat i alpské a severoevropské zalednění (HAVLÍČEK-TYRÁČEK 1996). V západní části moravskoslezské oblasti ledovec pronikl až na Stěbořickou pahorkatinu Nízkého Jeseníku. V jižní části se dostal až do Moravské brány (MACOUN a KRÁLÍK 1995). Ledovec nepřekročil hlavní evropské rozvodí a jediný doklad přetoku tavných vod do povodí Dunaje a Černého moře je popisován v oblasti Porubské brány (TYRÁČEK 2007). Ukládaly se tilly, glacifluviální sedimenty a také glacilimnické sedimenty. Před jeho čelem se ukládaly sedimenty sandrového typu (CZUDEK 2005). V oblasti sz. okrajového pruhu Moravské brány a Hynčicko-Hrabětické plošiny se uložily glacifluviální sedimenty o mocnosti až 15 m (TYRÁČEK 2007). Tavné vody odtékaly 20

16 Porubskou bránou přes hlavní evropské rozvodí (TYRÁČEK 1961, HAVLÍČEK- TYRÁČEK 1996). Mladší sálské (oldřišovské) zalednění začalo glacifluviální sedimentací. Mocnosti těchto uloženin se průměrně pohybují okolo 15 m. Dále se pak ukládaly žlutohnědě zbarvené tilly bazální a náporové morény a glacilimnické sedimenty o maximální mocnosti do 20 m. Celková mocnost sedimentů oldřišovského zalednění dosahuje například u Chlebičova až 40 m. Před čelem ledovce se podle MACOUNA (1980) objevilo opět opavsko hlučínské jezero, které snad zasáhlo i do údolí Nízkého Jeseníku. V kataglaciální fázi tohoto zalednění došlo na některých místech k silné erozi. Například v oblasti Opavské pahorkatiny mohlo být odstraněno až 90 m sedimentů. Na svazích Nízkého Jeseníku naopak vznikala proluvia. Přítomnost ledovce v tomto období v Moravské bráně je dosud diskutována (MACOUN a KRÁLÍK 1995), ale TYRÁČEK (2007) předpokládá, že část akumulací ledovcových sedimentů v oblasti s. části Porubské brány by mohla pocházet z tohoto období. Nejmladší sálské zalednění (wartha), které proběhlo před asi tis. lety, už naše území nezasáhlo a moravskoslezská oblast se nacházela v periglaciální oblasti. V jeho průběhu se ukládal v ostravské glacigenní oblasti sprašový komplex se dvěma půdními horizonty uvnitř (CZUDEK 1997). Sedimenty eemského interglaciálu se zatím z moravskoslezské oblasti nepodařilo určit. V průběhu viselského glaciálu (poslední velké kontinentální zalednění), se území naší republiky nacházelo v pásmu periglaciálního klimatu. Jeho počáteční fáze se v údolních oblastech vyznačují silnou fluviální sedimentací (mocnosti štěrkopísků 4 6 m) a tvorbou mrazových klínů (CZUDEK 2005). Při úpatích Nízkého Jeseníku a Moravskoslezských Beskyd vznikala proluvia o mocnosti 5 19 m. V pleniglaciální fázi tohoto zalednění se na našem území silně uplatňovala eolická sedimentace. 21

17 Obr. 2. Maximální rozšíření ledovcových sedimentů v moravskoslezské oblasti (RŮŽIČKA in RŮŽIČKOVÁ et. al 2003). 6. Sedimentární pokryv vzniklý působením ledovce Oblast Osoblažska, jakožto území v předhůří Jeseníků a Zlatohorské vrchoviny, byla několikrát přímo zasažena ledovcem. Jeho značnou modelační činnost dokládá morfologie krajiny (JÜTTNER 1912, ZAPLETAL 1966, CZUDEK 1993) Elsterský komplex glaciálů Starší elsterské zalednění na daném území téměř nikde nevystupuje na povrch, neboť je překryto sedimenty mladšího sálského zalednění nebo sprašemi. Nejstarší ledovcové sedimenty patří postupovému stádiu elsterského zalednění a jsou reprezentovány glacifluviálními písky, štěrkovitými písky a varvy. Byly zjištěny ve vrtu m hluboko poblíž kóty 234 m n. m. u silnice ze Slezských Pavlovic do Osoblahy (SKÁCEL a KROUTILÍK 1966). KROUTILÍK (1963) popisuje olivově šedě zbarvené jemné glacilimnické písky až varvy o mocnosti až 5 m. Tyto uloženiny posléze překryly písčitohlinité elsterské glacigenní sedimenty. Nejvýše položené zbytky sedimentů elsterského zalednění se nacházejí sz. do obce Damašek ve výšce 335 m n. m. (SKÁCEL a KROUTILÍK 1966). Pro glacigenní sedimenty elsteru na Osoblažsku je typické zabarvení 22

18 v různých odstínech šedé. Použití zbarvení jako statigrafického znaku pro elsterské sedimenty se však ukázalo jako nevhodné (KLIMASZEWSKI 1952). Petrografické složení i zabarvení glacigenních sedimentů závisí spíše na geologické stavbě širší oblasti, přes kterou ledovec postupoval, než na nynějším bezprostředním podloží, i když jím může být silně ovlivněno (MACOUN et al. 1965). Tyto sedimenty jsou jílovité s nižším obsahem nordických souvků a s vyšším zastoupením křemene oproti sálským glacigenním sedimentům (SCHWARZBACH 1942). Křemenné souvky pocházejí z velké části ze sedimentů terciérních a z preglaciálních fluviálních sedimentů (MACOUN a ŠÍBRAVA 1958). Rovněž asociace těžkých minerálů je velmi podobná terciérním horninám (KODYMOVÁ 1959). Ve vrtu OR-45, situovaném nedaleko soutoku řek Prudníku a Osoblahy, byly zastiženy až 20 m mocný šedý vápnitý subglaciální till elsterského ledovce (KROUTILÍK 1963). Maximální mocnost 23,6 m byla zjištěna ve vrtu OR-39 mezi Osoblahou a Hlinkou (SKÁCEL a KROUTILÍK 1966). Ve strojním vrtu východně od osady Víno a v dalších 5 vrtech v j., jv. a v. okolí obce Slezské Rudoltice (KROUTILÍK 1961) a (KROUTILÍK a SKÁCEL 1962), byly zastiženy tmavošedě až bělošedě zbarvené subglaciální tilly, které jsou tvořeny především písčitými až písčitojílovitými sedimenty s občasnými štěrkovými klasty (úlomky severských žul, křemene, pazourků) i zbytky dřev. Z teplého období holsteinského interglaciálu se na Osoblažsku žádné sedimenty nedochovaly. Během chladného výkyvu v rámci tohoto interglaciálu začala v soutokové oblasti řek Osoblahy a Prudníku vznikat hlavní terasa, jejíž existence pokračovala do sálského glaciálu (SKÁCEL a KROUTILÍK 1966) Sálský komplex glaciálů Mladší sálské zalednění na studovaném území zanechalo rovněž sedimenty v podobě subglaciálních tillů, které dnes leží v nadloží elsterských. Za nejstarší sálské uloženiny jsou považovány žlutě zbarvené jemné glacilakustrinní písky postupové fáze sálského zalednění o mocnosti až 10 m. Ty překrývá vrstva hnědožlutých subglaciálních tillů bazální morény sálského ledovce (KROUTILÍK 1963). Vzorky těchto sedimentů, odebrané na Vidnavsku a Osoblažsku SKÁCELEM a KROUTILÍKEM (1966) a GÁBOU (1972), byly petrograficky zkoumány KOPEČNÝM a PEKEM (1974). Z tohoto hlediska se jedná o nevrstevnaté uloženiny s nepravidelně plástevnatou texturou. Za sucha jsou soudržné. Barva se mění od světle šedé až k temně rezavé a často se horniny s oběma typy zabarvení prolínají. Sediment je pak našedle nebo okrově skvrnitý. Proměnlivost zabarvení je způsobená rozdílným 23

19 obsahem organické komponenty (okrové jí obsahují více), nikoliv rozdíly v minerálním složení, proto nelze tento znak považovat za směrodatný pro stratigrafické zařazení. Pelitická frakce separovaná plavením byla v osoblažských vzorcích zastoupena v průměru 26 váh. %. Z hlavních prvků jsou nejvíce zastoupenými Si a Al (X0,0 %) a Fe, Mg, Ca, Na, K (X,0 %). Mn, Ti a Cr jsou jen v nepatrném množství. Stopově se vyskytují B, Be, Co, Bi, Cu, Ga, Ni, Pb a Sn (zjištěno spektrografickou analýzou). Jílovitá frakce byla zkoumána rentgenometricky a diferenčně termickou analýzou. Ve výsledku převažuje křemen nad ostatními minerály jako jsou illit, živce, u některých vzorků i kaolinit, montmorillonit a chlorit. Aleuritická frakce (0,005 0,05 mm) je v subglaciálních tillech zastoupena průměrně 31 váhovými %. Psamitická frakce (0,05 2,0 mm) je zastoupena 42 váhovými %. Tato frakce obsahuje především semioválně až subangulárně zaoblená zrna drob a pískovců, vzácněji také metamorfity, vulkanity a tmavé rohovce. Velikost zrna nemá na stupeň zaoblení vliv. Nejméně zastoupená je psefitická frakce, jejíž úlomky většinou nepřesahují 5 mm. Ve vzorcích tvoří asi 4 váhová % z celkového množství. Petrografické složení této frakce přibližně odpovídá již výše zmíněným psamitickým klastům (droby, pískovce, metamorfity a křemen). Úlomky jsou bez pozorovatelných exaračních rýh a vyznačují se semioválným až oválným stupněm zaoblení (KOPEČNÝ a PEK 1974). Petrografické složení glacigenních sedimentů bývá velmi pestré. Objevují se zde jak horniny fenoskandské (granity, rapakivi granity, pazourky, rohovce, kvarcity), tak místní (nejčastěji kulmské břidlice a droby). Původ křemene je patrně různý. O vzdálené provenienci svědčí vysoký stupeň zaoblení klastů. Stejně tak se vyskytuje řada slabě opracovaných klastů, které mohou pocházet například z křemenných žil v kulmských horninách (MACOUN et al. 1965). Z těžkých minerálů je pro sálské glacigenní sedimenty typický ostrohranný rutil, nižší obsah granátu, dále amfibol, apatit, epidot, pyrit, staurolit, titanit, turmalín a zirkon (KODYMOVÁ 1964). KROUTILÍK a SKÁCEL (1962) popisují z oblasti mezi Slezskými Rudolticemi, Dolními Povelicemi, Hrozovou a Kobernem žlutohnědé subglaciální tilly s dobře opracovanými souvky. Na rozdíl od podobných sedimentů na Ostravsku a Opavsku obsahují klasty křídových pískovců. Dokladem deterzní činnosti sálského ledovce jsou například vtlačené glacigenní sedimenty v křídových pískovcích u Grundeku na kótě 304,7 m n. m. (KROUTILÍK a SKÁCEL 1962). Zmínění autoři popisují také červené morénové štěrkopísky s hojnými klasty kulmských drob a břidlic, křemene a kvarcitů s. od železniční trati mezi Amalínem, Slezskými Rudolticemi a Kobernem. Zbarvení může být způsobeno limonitizací nebo přítomností lateritizovaných hornin flyše. 24

20 Na některých lokalitách (ZAPLETAL 1966) jsou akumulace obou zalednění od sebe odděleny polohou glacifluviálních štěrků a písků, ŠIBRAVA (1959) popisuje i polohy štěrků místní provenience, tzv. Gebirgsrandschotter. V pásu mezi obcemi Amalín až Slezské Rudoltice je uváděn val náporové morény sálského zalednění (SKÁCEL a KROUTILÍK 1966). Glacifluviální sedimenty vznikaly v proudícím vodním prostředí v přímém kontaktu s ledovcem, případně i ve větší vzdálenosti od ledovce, ale jejich ukládání bylo v přímé souvislosti s aktivitou ledovce (RŮŽIČKOVÁ et al. 2003). Na Osoblažsku sem řadíme štěrkopísky s nápadným rudohnědým zbarvením (SKÁCEL a KROUTILÍK 1966). 7. Ledovcové souvky a bludné balvany ů Ledovcové souvky a bludné balvany Ledovcové souvky jsou úlomky hornin, transportované horským nebo kontinentálním ledovcem. Spodní velikostní hranice se udává okolo 1 cm v ose b. Svrchní hranice není pevně stanovena. Někteří autoři udávají maximální velikost 25 cm v ose b. Tato hranice je uměle vytvořená a odpovídá přibližně zrnitostní hranici štěrku a balvanů stanovené na 256 mm. Souvky, které mají b osu větší než 25 cm, se označují jako bludné balvany (GÁBA a PEK 1999). Obsah souvků v ledovcových sedimentech moravskoslezské oblasti je v závislosti na zředění místním materiálem velmi různorodý. Zředění je ovlivněno hlavně morfologií a podložím dané oblasti (GÁBA 1976). Ledovec při svém pomalém pohybu do své hmoty zakomponoval množství materiálu, ať už pasivně napadáním z okolních nunataků či detrakcí pevného skalního podloží. Velká část materiálu pochází také ze starších nezpevněných hornin, jako jsou fluviální sedimenty nebo erodované horniny zvětralinového pláště. Můžeme nalézt jak materiál, který je místního původu a prodělal jen minimální ledovcový transport (lokální souvky), tak materiál, jehož zdroj bývá vzdálen stovky i tisíce km (nordické souvky). Na základě tohoto materiálu můžeme dnes zjišťovat například směr ledovcového postupu, do jisté míry i rozsah zalednění a souvky jsou důležité také pro statigrafii ledovcových sedimentů. Nejcennější jsou vůdčí souvky, u kterých známe místo původu (lze ho s určitostí vymezit) a které jsou natolik výrazné, že je můžeme snadno rozpoznat a určit. Mezi nordickými jsou jich stovky, lokálních vůdčích souvků máme podstatně méně. 25

21 K nejdůležitějším lokálním vůdčím souvkům patří pro oblast Polska a České republiky sudetský křemenný porfyr. Místo jeho původu se nachází v Polsku v oblasti Dolního Slezska (okolí Wałbrzycha a Bolkowa). Petrograficky se jedná o permské paleoryolity hnědofialového až červenohnědého zbarvení. Ve felzitické základní hmotě jsou časté vyrostlice šedého až hnědého křemene a světlých živců. Textura je kompaktní, pórovitá i fluidální. Na povrchu je často vidět dírkování. V sedimentech sálského zalednění (drenthe, odra) se jejich zastoupení snižuje směrem k JV. Je to dáno zvyšující se vzdáleností od zdroje. Na jejich základě (GÁBA a WÓJCIK 1990) byl stanoven generální směr transgrese v době sálského zalednění od SZ k JV (platí pro oblast polského Slezska, českého Slezska a Ostravska). Ledovec pronikající z Pomořanska postupoval ve směru deprese řeky Odry (GÁBA 1976, GÁBA a WÓJCIK 1990). Z lokálních souvků se v moravskoslezské oblasti kontinentálního zalednění jedná především o kulmské horniny (břidlice, droby, slepence), na Jesenicku a Žulovsku jsou to v závislosti na krystalinickém podloží různé magmatické a metamorfované horniny. V oblastech výskytu osoblažské křídy se můžeme setkat s cenomanskými pískovci. Dále byly nalezeny různé brekcie, písmenkový pegmatit, silicity nebo těšínity (GÁBA a PEK 1999). Z Osoblažského výběžku jsou rovněž popisovány výskyty struskovitých a porézních čedičů o velikosti 10 až 25 cm (KUNSKÝ 1955). Obsah lokálních krystalinických souvků v sedimentech moravskoslezské oblasti klesá směrem k východu. Na Osoblažsku může dosáhnout i 5 % všech souvků, na Opavsku a Hlučínsku již jen 1 3 % a na Ostravsku a Těšínsku ještě méně. Nejhojnější jsou kvarcity, především světlé kvarcity s výraznou břidličnatostí, připomínající devonské kvarcity vrbenské skupiny (GÁBA a PEK 1999). Obecně lze říci, že zastoupení lokálních souvků odráží složení okolních podložních hornin (GÁBA 1976). Výskyty bludných balvanů jsou na Osoblažsku méně časté než například v Polsku či Německu, což souvisí se snižující se unášecí schopností ledovce se vzdáleností od centra a hlavně tím, jak ledovec stoupá do vyšších nadmořských výšek (GÁBA a PEK 1999, GÁBA a HANÁČEK 2005). Ve studovaném území se vyskytují nejčastěji na svazích oblíků nebo v mělkých depresích mezi nimi. Příkladem může být údolí mezi obcemi Třemešná a Liptáň, kde se nacházejí ve výškách až 400 m n. m. Nejvýše položené eratikum bylo nalezeno jižně od obce Bučávka ve výšce 410 m n. m. (KROUTILÍK 1961). Za největší bludný balvan na Osoblažsku byl dlouho považován (GÁBA a PEK 1999) blok jemnozrnného granitu z oblasti Bohuslän Blekinge v jz. Švédsku nalezený poblíž obce Liptáň, který má rozměry 220 x 130 x 120 cm (cca 2,0 m 3 ). V roce 2001 byl v obci Bohušov 26

22 nalezen ještě větší balvan (GÁBA a HANÁČEK 2005). S rozměry 225x165x120 cm a vypočteným objemem ~ 1,9 m 3 je tento balvan migmatitu s rulovým substrátem v oblasti Osoblažska pravděpodobně největším svého druhu. Z nordických hornin tvoří díky své odolnosti většinu magmatické horniny (žuly). Zdrojové horniny souvků v ledovcových sedimentech na území listu Žulová (14 221), které již spadá do Jesenicka, se nacházejí ve východobaltské a středošvédské oblasti. Méně časté jsou horniny z jižního Švédska a Norska. Velmi časté jsou horniny z Ålandského souostroví (typické jsou červené žuly rapakivi z Ålandských ostrovů a finského pobřeží). Představitelem středního Švédska je Bredvad porfyr, který je nejhojnějším vůdčím nordickým souvkem pro oblast celého Jesenicka. Dalšími častými typy Dala porfyrů jsou Oxåsen, Åsen, živcový Dala, Särna a Grönklitt porfyrit. Z granitů středošvédské oblasti se vyskytují typy např. Siljan a Garberg. Do středního Švédska spadá i původ velké části pískovců a slepenců (např. Digerberg pískovec a slepenec), které vznikaly z písku a drobných úlomků dalarnských porfyrů. Horniny jižního Švédska jsou představovány smålandskými granity, västervickými kvarcity, bornholmskými granity až páskovanými rulami a hojnými kalmarsundskými a baltskými světlými pískovci spodnokambrického stáří (NÝVLT in PECINA et al. 2005). Pískovce tvoří významnou část nordických souvkových společenstev moravskoslezské oblasti (v těžebních odkryvech se podílejí %, na povrchu terénu je jejich procentuální zastoupení v důsledku zvětrávacích procesů zpravidla vyšší). Převahu mají zkřemenělé pískovce spodnokambrického stáří, například již zmíněný kalmarsundský pískovec. Dále jsou velmi hojné červené jotnické pískovce pocházející z oblasti Dalarna ve středním Švédsku a s velkými výchozy v jz. Finsku a v Botnickém zálivu (GÁBA a PEK 1999). Z norských hornin byly dosud nalezeny jen klasty rombového porfyru a larvikitu. (NÝVLT in PECINA et al. 2005). Kromě těchto fenoskandských hornin jsou přítomny baltské křídové a paleocenní pazourky (v moravskoslezské oblasti tvoří průměrně 8,4 % všech eratických souvků). Méně časté jsou baltské vápence hojné na fosilie, které v drtivé většině pocházejí ze skandinávskobaltského paleozoika. Vápencové souvky se nacházejí jen tam, kde v důsledku jejich primárně vyššího obsahu neproběhla úplná dekalcifikace ledovcových sedimentů. Nejvýznamnějšími lokalitami jsou odkryvy u Vidnavy a Píště a na území Osoblažska je to pískovna u obce Bohušov (GÁBA a PEK 1999). 27

23 7. 2. Souvky typické pro Osoblažsko Následující petrografický popis některých důležitých souvků pochází z práce GÁBY a PEKA (1999) pojednávající o souvcích moravskoslezské oblasti. Klasifikace podle provenience (tab. 1.) a původ (obr. 3.) vůdčích nordických souvků ve smyslu Hesemanna (1930) a Zandstry (1988), jsou uvedeny na konci kapitoly Horniny ze středního Švédska Bredvad porfyr barva v různých odstínech červené (od světlé až po cihlovou). Neobsahuje vyrostlice křemene (tím se liší od podobného červeného křemenného porfyru z Baltského moře) a vyrostlice živců často splývají se zbarvením felzitické až velmi jemnozrnné základní hmoty. Někdy mají makroskopicky patrnou fluidální texturu. Grönklitt-porfyrit méně častý než výše zmíněný bredvad porfyr. Hornina s kropenatým vzhledem, způsobeným barevnými vyrostlicemi v hnědočervené až fialově hnědé celistvé základní hmotě. Nejčastějšími vyrostlicemi jsou lištovité plagioklasy a alterované augity. Dala pískovec výchozy v kraji Dalarna ve stř. Švédsku. Sytě červeně zbarvené křemenné a arkózovité pískovce. Jsou hrubozrnné až konglomeratické Horniny z Ålandského souostroví Společným znakem je masově až tmavě červená barva, základní hmota s grafitickou strukturou a okrouhlé vyrostlice křemene. Petrograficky se rozlišují rapakivi (vejčité vyrostlice ortoklasu s oligoklasovým lemem a přítomností amfibolu), granit (nejhojnější typ z této oblasti, má aplitický charakter, okrouhlé vyrostlice bez oligoklasových lemů), žulový porfyr (kulovité vyrostlice křemene a vyrostlice živců v jemnozrnné základní hmotě), křemenný porfyr (felzitická základní hmota, často až hnědě zbarvený) Horniny z Baltského moře Červený baltský křemenný porfyr cihlově až masově červený souvek s celistvou základní hmotou a s velkými vyrostlicemi tmavě šedého křemene. Dále obsahuje vyrostlice živců (zbarvené podobně jako základní hmota) a uzavřeniny starších hornin (diabasy, leptinity). 28

24 Granity ze Smålandu středně až hrubě zrnité, růžové až červené kataklazované granity s vysokým obsahem šedého křemene (někdy s nápadně namodralým až nafialovělým odstínem) a s nízkým obsahem tmavých minerálů. Jsou gotidického stáří 1,4 1,6 Ga (KALVODA et al. 2002). Bornholmské granity méně hojné než Småland granity. Nejčastější varieta je šedorůžová a střednězrnitá se stopami tlakového rozpouštění. Zrna křemene mohou mít díky hematitovému pigmentu až rubínově červenou barvu. Tmavé minerály (biotit a amfibol) vytvářejí shluky, většinou usměrněné, 5 10 mm velké Fenoskandské sedimentární horniny Jotnické pískovce růžové až červené pískovce až křemence známé ze dna Baltského moře a Botnického zálivu jsou podobné pískovcům z oblasti Dalarna a obvykle se od nich nedají odlišit. Kalmarsundský pískovec středně zrnitý až hrubozrnný pískovec spodnokambrického stáří. Na povrchu souvků je patrné jemné páskování, se střídáním hnědě až červenofialových a nažloutlých vrstviček. Mezi zrny tvořící pískovec naprosto dominuje křemen. Silicity v souvkových společenstvech jsou nejhojnějšími silicity baltské pazourky. Podle KONTY (1973) jde o konkrecionální silicity z vápencových hornin. Hlavním minerálem je chalcedon. Rozlišují se pazourky svrchní křídy (campan-maastricht) a paleocénu (dan), přičemž hojně jsou zastoupeny oba typy. Barva křídových pazourků bývá tmavá, často až černá, na povrchu se sekundární bílou kůrou. Danské pazourky bývají světlejší a obsahují tzv. mechovkové trávníky. Dále jsou pro ně typické ostny tylocidaridních ježovek. Pazourky mají většinou malou velikost (hmotnost do 2 kg). Největší známý pazourkový souvek z ČR pochází z obce Bohušov na Osoblažsku a má hmotnost 29,5 kg. Vápence souvky vápenců pocházejí většinou ze skandinávsko-baltského paleozoika a všechny jsou fosiliferní. Na Osoblažsku se dají nalézt v pískovně u Bohušova (viz. lokalita Bohušov 1). Mezi nejčastější patří beyrichiový vápenec (zelenošedá až nažloutlá hornina charakteristická hojným výskytem ostrakodů rodu Nodibeyrichia), dále červený až šedý 29

25 ortocerový vápenec, cihlovitý vápenec (porézní, nezaoblené, žlutohnědé souvky připomínají úlomek cihly), silurský korálový vápenec z Gotlandu (bělavý útesový vápenec se zbytky korálů a stromatopor). Zajímavý byl nález balvanu ordovického makrourového vápence o velikosti 100x80x30 cm, ze kterého bylo vypreparováno několik stovek fosílií. Původ má na Ölandu a na mořském dně v okolí km Obr. 3. Původ nordických souvků (podle ZANDSTRY 1988). I IV oblasti podle ZANDSTRY, 1 10 oblasti podle HESEMANNA (1930). Skupiny podle Hesemanna I Východobaltská II Středošvédská III Jihošvédská Skupiny podle Zandstry 1 Východobaltská oblast 2 Baltské moře j. Ålandů v. baltská 3 Baltské moře v. Stockholmu 4 Uppland 5 Okolí Stockholmu v. středobaltská 6 Dalarna z. středobaltská 7 Småland 8 Bohuslän-Skåne j. baltská 9 Bornholm IV Norská 10 Okolí Osla j. norská Tab. 1. Skupiny vůdčích nordických souvků podle provenience (HESEMANN 1930, ZANDSTRA 1988). 8. Historie výzkumu zalednění na Osoblažsku Osoblažsko bylo z hlediska kvartérní geologie dlouho opomíjeným regionem. Naše znalosti o rozsahu a stratigrafii pleistocenního zalednění v této oblasti se rozšířily teprve ve 2. pol. 20. století. Ze starších prací můžeme uvést JÜTTNEROVU (1912) studii zaměřenou 30

26 na morfologické tvary vzniklé činnosti ledovců v oblasti českého Slezska. Na Osoblažsku popisoval velké množství oblíků a tvrdil, že oblast má charakter až tzv. oblíkové krajiny. Geomorfologii Osoblažské pahorkatiny se dále komplexně věnoval ZAPLETAL (1966), který přehodnotil názory předchozích badatelů na množství oblíků na Osoblažsku a většinu těchto tvarů označil pro jejich velikost spíše jako nunakoly. Studiem glacifluviálních a glacigenních uloženin Krnovska se zabývali KNEBLOVÁ (1955) a KROUTILÍK (1960). Práce zaměřené výhradně na bludné balvany vyskytující se v moravskoslezské glaciální oblasti publikovali URBAN (1937), HEJTMAN (1939), BUDKOVÁ (1947) a VODIČKA (1959). Ve štěrkovně u obce Vysoká, byl zjištěn glacitektonický styk glacigenních sedimentů a proluviálních štěrků, o kterém podal zprávu KUNSKÝ (1955). V 60. letech minulého století byla zjištěna řada nových poznatků v rámci geologického mapování a sestavování mapy v měřítku 1 : (KROUTILÍK 1961, 1962, 1963, 1966, KROUTILÍK a SKÁCEL 1962, SKÁCEL 1961b, 1966a, 1966b, SKÁCEL a KROUTILÍK 1961, 1966). V roce 1962 započaly na Osoblažsku vrtné práce, o kterých referovali KROUTILÍK (1962) a SKÁCEL a KROUTILÍK (1966). Byly zjištěny sedimenty neogénu a mladší vrstvy křídy (coniak a turon), které se na Osoblažsku nevyskytují povrchově. V 60. letech byly rovněž intenzivně zkoumány kvartérní sedimenty v moravskoslezském kraji a řada prací vztahujícím se k ledovcovým a eolickým sedimentům Osoblažska vyšla v souborné publikaci MACOUNA et al Valounovými analýzami ledovcových sedimentů se v dané oblasti zabývali GÁBA (1972), GÁBA a WÓJCIK (1990) a GÁBA a PEK (1999). Tito autoři stanovili na základě výskytu souvku sudetského porfyru generální směr postupu sálského ledovce ve směru deprese řeky Odry. Valounové analýzy zaměřené na sedimentární souvky obsahující fosilní zbytky organizmů zde provedli GÁBA et al. (1993). Sedimentologické studium zaměřené hlavně na zrnitostní analýzy, petrologické studium jednotlivých zrnitostních frakcí a chemismus glacigenních sedimentů zde provedli KOPEČNÝ a PEK (1974). Na řadě osoblažských lokalit zjišťovali OTAVA et al. (1991) provenienci ledovcových písků na základě studia asociace průsvitných těžkých minerálů. V poslední době se sedimentárně petrologickým studiím (zrnitostní a valounové analýzy, dokumentace několika profilů) glacifluviálních sedimentů na Osoblažsku věnoval ŠIMÍČEK (2006). 31

27 9. Metodika výzkumu Terénní výzkum Na třech lokalitách bylo studováno celkem 7 profilů. Každý profil byl nejdříve očištěn od sesutého materiálu a poté byl zaměřen pomocí GPS. Očištěna část stěny pískovny byla zakreslena do terénního deníku a provedená fotodokumentace později posloužila ke zpřesnění interpretací. Z každé makroskopicky odlišitelné vrstvy očištěného profilu byly polní lopatkou odebrány vzorky na zrnitostní analýzu. Po provedení kvartace byly vzorky uloženy do zdvojených mikrotenových sáčků, opatřeny číslem, lokalizovány a zakresleny do načrtnutého profilu v terénním deníku. Velikosti vzorků se pohybovaly od 1 do 3 kg, v závislosti na zrnitosti materiálu. Jejich terénní popisy jsou uvedeny v přílohách 1 A až 1 F Zrnitostní analýzy Sítování Následující etapa výzkumu probíhala v laboratoři ÚGV PřF MU v Brně. Ještě před samým začátkem sítování byly vzorky vloženy do sušičky, aby se zbavily přebytečné vlhkosti. Sítování suchou cestou je popisováno jako standardní metoda k rozdružení glacifluviálních sedimentů na jednotlivé zrnitostní frakce (NÝVLT a HOARE in press), které probíhalo na vibračním přístroji (Retsch AS200 basic) opatřeném normalizovanými síty. Nejhrubší z nich mělo velikost ok 20 mm, nejmenší síto mělo otvory o velikosti 0,063 mm. Každý vzorek se nechával třepat po dobu ~10 minut. Poté byly jednotlivé frakce váženy. K vážení byly použity digitální váhy s přesností měření na desetinu gramu. Vzorky byly nasypány na předem zváženou porcelánovou misku. Od hmotnosti misky se vzorkem byla odečtena váha prázdné misky. Metodika zrnitostní analýzy byla provedena podle BEZVODOVÉ et al. (1985). Zrnitostní histogramy a kumulační křivky Na základě naměřených hodnot bylo zjištěno procentuální zastoupení jednotlivých frakcí a byly zkonstruovány zrnitostní histogramy a kumulační křivky vzorků. K jejich grafickému zobrazení bylo použito programu MS Excel. Histogramy a kumulační křivky všech studovaných vzorků jsou uvedeny v přílohách 2 B až 2 M. 32

28 Histogramy jsou sloupcové diagramy sestavované tak, že na osu x vynášíme velikostní stupnici zrnitostních intervalů (v jednotkách Φ) a na osu y procentuální zastoupení příslušných zrnitostních intervalů. Kumulační zrnitostní křivky slouží k přímému odečítání percentilů (P) a kvartilů (Q), sloužících k výpočtu parametrů, které charakterizují sediment. Váhová % ze zrnitostních analýz se sčítají od hrubozrnnějších k jemnozrnnějším frakcím. Konstruují se tak, že na logaritmickou osu x vynášíme zrnitostní intervaly v jednotkách Φ a na lineární osu y kumulačně procentuální zastoupení (BEZVODOVÁ et al. 1985). Jednotlivé percentily a kvartily byly odečteny z křivek po jejich překreslení na milimetrový papír. Výpočty hlavních parametrů (FOLK a WARD 1957) jsou znázorněny v tab. 2, přičemž kvartily jsou zde označovány jako Φ 25 a Φ 75 a percentily jako Φ i, kde i jsou čísla 5, 16, 50, 84 a 95. Hodnocení sedimentů na základě zrnitostních parametrů podle FOLKA a WARDA (1957) je uvedeno v příloze 2 A. Již zmíněné hodnoty Φ se vypočítají jako záporný dvojkový logaritmus velikosti zrna d (v mm) Φ = -log 2 d. Parametr zrnitosti Průměrná velikost zrna (M Z ) Vzorec Medián (Md) Koeficient vytřídění (σ I ) Koeficient symetrie (SK I ) špičatost (K G ) Tab. 2. Výpočty parametrů zrnitosti podle FOLKA a WARDA (1957). M Z udává průměrnou velikost zrna Md udává průměrnou velikost zrna při 50% zastoupení σ I informuje o množství zastoupených zrnitostních frakcí SK I charakterizuje symetrii (šikmost), ukazuje, zda jsou zastoupeny jemnější či hrubší zrnitostní frakce K G je mírou strmosti kumulační křivky a normality rozdělení zrnitostních intervalů. Parametr udává vztah mezi vytříděním okrajových a středních partií křivek 33

29 9. 3. Valounové analýzy Valounové analýzy byly prováděny na lokalitách bohušovská pískovna 1 a 2 a v pískovně u Osoblahy. Vzorky byly odebrány polní lopatkou a na místě prosety síty o velikosti otvorů 4,,8 a 16 mm. Nejdůležitější byla frakce 8 16 mm, ze které bylo vždy izolováno alespoň 250 klastu (BRIDGLAND ed. 1986). Z ostatních frakcí (4 8 mm a mm) bylo pod dohodě s Mgr. D. Nývltem vždy nasítováno alespoň 100 klastů. Následné petrologické určení valounů bylo prováděno pouze makroskopicky. Při zjišťování provenience byl materiál rozdělen do 3 skupin. První je označená jako skupina místních až blízkých souvků. Sem řadíme horniny, které mají výchozy v těsné blízkosti studovaných lokalit, ale které stejně tak mohou pocházet i z míst ~10 km vzdálených. Skupina ostatních blízkých souvků, sdružuje horniny, které se na Osoblažsku vůbec nevyskytují a pocházejí nejčastěji z oblasti j. Polska. Nakonec vyčleňujeme skupinu hornin nordických, kam patří souvky z pobřeží a dna Baltského moře a Skandinávie (tab. 3). Do samostatné skupiny je řazen křemen (někdy také živce a epidot), neboť i když je převážně místního původu, jeho geneze je na různých lokalitách různá (GÁBA 1976, NÝVLT a HOARE 2000). Výsledky výzkumu byly použity k tvorbě kruhových diagramů. Metodika této části výzkumu byla prováděna na základě práce NÝVLTA a HOAREHO (2000). Litologická složení studovaných souborů pro valounové analýzy jsou uvedena v přílohách 3 A až 3 C. skupiny souvků Místní až ostatní nordické horninové typy kulmské slepence, drobové pískovce, jílovité až prachovité břidlice a prachovce, křídové pískovce, jílovce a Fe konkrece žulovské granity a pegmatity, ortoruly, amfibolity, svory, kvarcity, spongolity, rohovce, silicity, křemence, sudetské porfyry, bazické vulkanity fenoskandské granity, porfyry a ruly, ignimbrity, pískovce, pazourky a jiné silicity Tab. 3. Horninové typy souvků v jednotlivých provenienčních skupinách Analýzy tvarů a zaoblení klastů Tvar klastů a stupeň jejich zaoblení přispívají k poznání geneze sedimentu, neboť poskytují informace o původu částic, délce, typu, dynamice transportu a podmínkách depozice (PETRÁNEK 1963). Povrch klastů je při detailním pohledu velmi komplexní formou. Ze vzorků pro valounové analýzy byly vybrány skupiny hornin a minerálu (křemen, kulmské droby a drobové pískovce, jílovité až prachovité břidlice). Množství valounů v 34

30 každé horninové skupině bylo zhruba 50, což je kompromis mezi dostatečné kvalitními daty a minimalizací času stráveného měřením (EVANS a BENN 2004). TVAR se určuje měřením tří ortogonálních valounových os (a dlouhá, b střední, c nejkratší) posuvným měřítkem s přesností na desetiny milimetrů. Výsledná data byla vynesena v programu TRI PLOT (GRAHAM a MIDGLEY 2000) do trojúhelníkového diagramu (obr. 4) s koncovými členy krychle (a=b=c), čepel (a>b=c) a disk (a=b>c) vytvořeného SNEEDEM a FOLKEM (1958) a modifikovaného BENNEM a BALLANTYNEM (1993). Obr. 4. Trojúhelníkový diagram SNEEDA a FOLKA (1958), sloužící k určení tvarů klastů. ZAOBLENÍ udává stupeň tvarového opracování klastu. Při práci v terénu se dnes nejčastěji používá kvantifikace přidělením klastu do jedné z kategorií zaoblení srovnáváním tvaru částice se sadou standardizovaných obrázků (obr. 5). 35

31 Obr. 5. Škála siluet podle POWERSE (1953), pomocí které se stanovuje stupeň zaoblení klastů Studium těžkých minerálů Pro studium těžkých minerálů byly vybrány nasítované frakce vzorků V5, O7, OH5, OH23 a OH 25. Za nejosvědčenější horní zrnitostní interval bývá u glacifluviálních sedimentů považována hodnota okolo 0,25 mm (EVANS a BENN 2004). Proto byly k analýze použity frakce 2 4 Φ výše zmíněných vzorků. Zpracování vzorků proběhlo v laboratořích ČGS v Praze na Barandově. Kvartací bylo z těchto frakcí odseparováno přibližně 3 g vzorku. Toto množství se následně nasypalo do nádoby s těžkou kapalinou, pro separaci byla použitá látka 1,1,2,2 tetrabromethan o hustotě 2,97 g cm 3. Minerály s nižší hustotou se koncentrují při hladině (lehká frakce), naopak ty s větší hustotou (těžká frakce) klesají ke dnu. Takto separovaný vzorek se technickým lihem zbavil zbytků těžké kapaliny a vysušil. Poté bylo zjišťováno minerální složení těžké frakce v binokulárním mikroskopu. Poznávání usnadnily zapůjčené srovnávací vzorky těžkých minerálů. Nejasná zrna průsvitných těžkých minerálů se vložila na podložní sklíčko do imersní kapaliny za účelem studia v polarizačním mikroskopu. Z důvodu provenienčního zaměření výzkumu bylo určováno pouze semi kvantitativní zastoupení zjištěných minerálů. Deset nejběžnějších těžkých minerálů v ledovcových sedimentech z Osoblažska je uvedeno v tab. 4 (OTAVA et al. 1991). 36

32 minerál STAUROLIT AMFIBOL GRANÁT ZIRKON KYANIT ANDALUSIT TURMALÍN APATIT RUTIL základní charakteristika rombické, krátce sloupcovité krystaly, krystalové plochy jsou drsné a matné, barva hnědooranžová až hnědočerná prizmatický habitus, dlouze sloupečkovité až vláknité krystaly, příčný průřez tvaru šestiúhelníku či kosočtverce, barva tmavě hnědá až černá, dobrá štěpnost, skelný lesk izometrická zrna, často krystalově omezená, neštěpný, často zonální, barva hnědočervená, červenofialová, medově hnědá, lesk skelný dlouze i krátce sloupcovité krystaly, příčný průřez je čtvercový, ale zrnka bývají nejčastěji zaoblená až oválná zrna tabulkovitá až destičkovitá, barva modrá až šedá, zelená, žlutá, lesk perleťový až skelný sloupcovitý až jehlicovitý habitus, zrna často izometrická, barvašedorůžová až fialová, lesk skelný krystaly sloupcovité, často podélně rýhované, barva černá, lesk skelný až smolný automorfní sloupce, šestiúhelníkový příčný průřez, barva bílá, fialová, nažloutlá, nazelenalá, lesk skelný zrna sloupečkovité, někdy kolénkovité srůsty pod úhlem 114,barva žlutohnědá, červená, hnědooranžová až černá, lesk kovový až diamantový Tab. 4. Nejběžnější průsvitné těžké minerály v ledovcových sedimentech na Osoblažsku (OTAVA et al. 1991) a jejich charakteristika podle GREGEROVÉ et al. (2002) Paleoproudové analýzy Paleoproudové analýzy jsou podstatnou částí studia sedimentů a velmi užitečné pro faciální interpretaci. Na lokalitách pískovna u Osoblahy a Bohušov 1 byly jako paleoproudové indikátory použity orientace ploch vrstevnatosti. Do očištěných stěn zkoumaných profilů byl polní lopatkou udělán zářez tak, aby bylo patrné trojrozměrné uspořádání vrstev. Do tohoto zářezu byla zasunuta pevná deska, která nahrazovala vrstevní plochu. Geologickým kompasem byla poté změřena orientace a sklon plochy této desky. V každé měřené vrstvě bylo provedeno alespoň 10 měření. Na lokalitě Bohušov 2 posloužily ke zjištění paleoproudových dat imbrikace klastů. Pro každé měření bylo vybráno alespoň 10 klastů, jejichž poměr dvou nejdelších os byl nejméně 3:1 (TUCKER 2003). Každý měřený klast byl vyjmut ze sedimentu a na jeho místo byla zapíchnuta dřevěná špejle tak, aby byla paralelní s původním směrem nejdelší osy vyjmutého klastu, následně se geologickým kompasem změřila její lineace. Takto získané hodnoty byly v programu ROZETA vyneseny v růžicových diagramech. Charakter těchto diagramů může být unimodální, kdy převládá jeden směr proudění, případně mohou být bimodální či dokonce polymodální. Bimodální proudění může mít bipolární (bipolar) a šikmý (oblique) charakter. 37

33 10. Výsledky výzkumu Terénní výzkum S 0 5 km šipka ukazuje pozici pískovny u Osoblahy šipka ukazuje pozici bohušovské pískovny 1 šipka ukazuje pozici bohušovské pískovny 2 Obr. 6. Mapa 1 : s vyznačenými polohami obou lokalit( Pískovna u Osoblahy Lokalita se nachází asi 500 m jihozápadně od křižovatky silnice z Osoblahy do Hlinky a silnice z Bohušova (obr. 6). Průmyslová těžba v této pískovně v současnosti neprobíhá. Ojedinělé výkopy jsou dílem místních obyvatel, kteří materiál používají pro vlastní účely. Nachází se zde několik zajímavých profilů (obr. 7.1). Z vrstvy balvanitého štěrku byl odebrán vzorek B11 na valounovou analýzu. Faciální značky, použité k popisu následujících profilů, jsou převzaty z MIALLA (1996). Obr Schematické zakreslení lokality s vyznačenými místy odběrů vzorků. 38

34 Profil 1 je vysoký 2,3 m (GPS: N, E, 267 m n. m.). Bylo z něj odebráno celkem 7 vzorků na zrnitostní analýzy a u vzorku V5 byla provedena analýza těžkých minerálů. Geologickým kompasem byly měřeny orientace a sklony ploch zvrstvení. Makroskopicky lze rozlišit 2 vrstvy. Na bázi jsou žlutavě bílé až žluté převážně středně zrnité písky s horizontální laminací (Fl), která při povrchu vrstvy přechází do čeřinové laminace. Mz se pohybuje okolo 1,67 Φ. Materiál je dobře. Jediný nalezený větší klast v této vrstvě byl valoun křemene dlouhý 15 cm v ose a. Zajímavá je rozdílná kompaktnost lamin, žlutobílé (světlejší) vrstvičky jsou kompaktnější než žluté (tmavší) laminy. Nad touto vrstvou leží rezavě červené až hnědé hrubozrnné písky (Mz = 0,03 Φ 0,87 Φ) s horizontálním až korytovitě šikmým zvrstvením (Sl). Na jejich bázi leží vrstvička drobného štěrku. Největší klast měl rozměry 10 x 8,5 x 5 cm. Uvnitř vrstvy se nacházely dvě paralelní polohy, ve kterých jsou patrné občasné diskovité závalky nazelenalého jílu. Podle zrníček slíd se jedná pravděpodobně o rozvětralé zbytky břidličných klastů. Uvnitř vrstvy rezavého písku je poloha nezvrstvených, světlých, dobře ch jemnozrnných písků o maximální mocnosti 15 cm (Sm). Na bázi i shora je od okolních výše popisovaných rezavých písků oddělena erozními hranicemi a jedná se pravděpodobně o erozní relikt původně mocnější vrstvy. Schematický nákres profilu je na obr

35 POPIS VRSTEV INTERPRETACE V8 Sl hrubě zrnitý písek, špatně s šikmým až horizontálním zvrstvením antiduna V7 V6 Sm Středně zrnitý písek, dobře, masivní, bez patrného zvrstvení sediment gravitačního proudu V3 Sl hrubě zrnitý písek, špatně s šikmým až horizontálním zvrstvením antiduna V2 V5 Fl středně zrnitý písek, dobře s horizontální laminací, při hranici s nadložní vrstvou přechází do čeřinového zvrstvení sediment opuštěného koryta V1 Obr Zakreslený profil 1 v pískovně u Osoblahy s legendou a s růžicovými diagramy paleoprodových dat. 1 dobře až středně písek, 2 štěrková poloha uvnitř písčité vrstvy, 3 čeřinová laminace, 4 horizontální zvrstvení, 5 horizontální laminace, 6 korytovité šikmé zvrstvení, 7 gradační hranice vrstev. U profilu 1 byla zjišťována také paleoproudová data, a to jak ve vrstvě žlutých středně zrnitých písků, tak také v nadložních rezavě hnědých hrubozrnných píscích. V obou případech mají růžicové diagramy unimodální charakter, což znamená, že převládal jeden směr proudění. Na základě orientace ploch vrstevnatostí lze určit směr transportu materiálu ve spodní vrstvě profilu přibližně od JZ, v nadložní vrstvě potom více od JJZ. Spodní vrstvy také vykazují větší rozptyl azimutů ploch a nižší sklony zvrstvení, které se pohybují od 8 do 18. Vrstvy rezavých písků mají sklon od 20 do 28. Profil 2 (obr. 7.3) je situován v sv. části pískovny (GPS: N, E) a jeho povrch je ve výšce 277 m n. m. Celková zkoumaná výška profilu je 7,55 m. Z profilu bylo odebráno 9 vzorků na zrnitostní analýzy. Ze vzorků O5, O6 a O7 byly provedeny valounové analýzy ve frakci 4 8 mm. Posledně zmiňovaný vzorek byl použit na 40

36 analýzu těžkých minerálů. Hlavní masu profilu tvoří bílé, nažloutlé až šedé, středně zrnité písky s převládající horizontální až subhorizontální laminací (Sh/Sm), méně časté je korytovité (St) a planární šikmé zvrstvení (Sp). Faciální značky, použité k popisu profilu, jsou převzaty z MIALLA (1996). V těchto píscích až štěrkovitých píscích se vyskytují dvě polohy šedých velmi hrubozrnných štěrkovitých písků až jemných štěrků. V horní polovině profilu se zvyšuje průměrná velikost zrna sedimentů a výrazně klesá stupeň vytřídění materiálu. Občasné větší klasty nepřevyšují 3 cm v ose b. V tomto vrstevním sledu se hojně vyskytují černě a rudě zbarvené záteky, které směrem do podloží ubývají, až mizí úplně. Největším zjištěným klastem byl arkózový pískovec os rozměry 6x5x2,5 cm. Slabě patrné, mírně šikmé až téměř horizontální zvrstvení se místy ztrácí. Ve štěrčíkových polohách je na první pohled nápadný vysoký obsah nordického materiálu, především fenoskandských granitoidů. Nejvýše ležící glacifluviální sedimenty jeví přepracování kryogenními procesy. Nad těmito sedimenty se uložila asi 2,5 m mocná vrstva cihlově hnědých sprašových hlín s bílými záteky, které jsou ve své spodní části vrstevnaté, což naznačuje jejich soliflukční postižení. Od podložních písků jsou odděleny erozní hranicí. Na povrchu profilu je souvislá vrstva hnědě zbarvené půdy s maximální mocností 20 cm. 41

37 POPIS VRSTEV INTERPRETACE O7 glacifluviální písky druhotně přepracované kryogenními procesy O5 O6 Sp hrubě zrnitý, špatně štěrkovitý písek planárně šikmě zvrstvený tranzverzální a jazykovité (2-D) duny O3 Sh středně až hrubě zrnitý, dobře písek horizontálně laminovaný planárně vrstevní tok (planebed flow), kritický tok O2 St jemnozrnný písek, dobře se subhorizontálním až korytovitým šikmým zvrstvením asymetrické a jazykovité (3-D) duny O1 Sh středně zrnitý, dobře písek horizontálně zvrstvený planárně vrstevní tok (plane-bed flow), kritický tok O10 Sr hrubozrnný štěrkovitý písek s čeřinovou šikmou laminací asymetrické a jazykovité (3-D) duny O9 Sh/ Sm jemnozrnný, dobře písek slabě horizontálně laminovaný až masivní planárně vrstevní tok (plane-bed flow), kritický tok O8 Obr Zakreslený profil 2 v pískovně u Osoblahy s legendou. 1 dobře až středně písek, 2 štěrková poloha uvnitř písčité vrstvy, 3 špatně písek, 4 písek přepracovaný kryogenními jevy, 5 horizontální laminace až zvrstvení, 6 slabě patrné horizontální zvrstvení, 7 čeřinová laminace, 8 planární šikmé zvrstvení, 9 korytovité šikmé zvrstvení, 10 zvlněná erozní hranice. 42

38 Bohušovská pískovna 1 Lokalita, ve které byl prováděn výzkum, je situována asi 550 m jižně od středu obce Bohušov u silnice spojující obce Bohušov a Ostrá Hora (viz obr. 6.). Pískovna, ve které se těží sálské glacifluviální štěrkopísky, má přibližně kruhovitý tvar. Maximální průměr činí 185 m. Vertikálně je rozdělena na 2 etáže. V horní etáži byl studován profil 1, ve spodní profily 3 a 4. Profil 2 byl situován jako spojnice mezi oběma etážemi. V těžebně byly zkoumány čtyři profily, jejichž poloha je zaznačena v obr Obr Schematické zakreslení lokality s vyznačenými místy studovaných profilů. Profil 1 je odkryt v jz. části pískovny (GPS: N, E) a jeho nadmořská výška. Výška zkoumaného profilu byla přes 3,5 m. V tomto vertikálním rozmezí bylo odebráno 12 vzorků na zrnitostní analýzy. Na valounovou analýzu byl odebrán vzorek B1 ze spodních štěrkových vrstev. Ke studiu těžkých minerálů byly použity vzorky OH5 a OH7 a ve svrchní části profilu byly změřeny orientace a sklony zvrstvení. Schematický nákres profilu se zaznačenými polohami odběrů vzorků naleznete na obr Na bázi profilu převládají hrubě klastické sedimenty. V nejspodnější části se nacházejí masivní štěrky s podpůrnou strukturou písčité matrix (Gmm), jejichž báze nebylo dosaženo. Nad nimi se uložila vrstva, ve které se střídají polohy štěrkové s polohami velmi hrubě zrnitých a velmi špatně ch písků (St/Gmm). Kontakty mezi polohami jsou gradační. V nejsvrchnější části této hrubě klastické sedimentace je vrstva štěrků s podpůrnou strukturou valounů (Gcm). V hloubce okolo 280 cm se štěrková sedimentace stýká na zvlněné erozní hranici s nadložními korytovitě šikmě zvrstvenými šedobílými, žlutými až žlutohnědými hrubozrnnými štěrkovitými písky (St) o celkové mocnosti 2,2 m. Písky jsou středně vytříděné s občasnými většími klasty (běžné jsou klasty do 3 cm v ose b). Především v jejich horní polovině dochází k častému střídání vrstviček středně až hrubě zrnitých písků a poloh velmi hrubozrnných písků až jemnozrnných štěrků s arytmickým opakováním a se snižující se frekvencí změn směrem do nadloží. V nesvrchnější části profilu leží 0,65 m mocná vrstva šedého středně zrnitého a středně vytříděného písku s horizontální laminací, která směrem do podloží přechází do čeřinového šikmého zvrstvení. V rámci vrstvy se 43

39 nachází několik štěrčíkových poloh, přičemž směrem vzhůru se snižuje zrnitost materiálu, mocnost a také vertikální vzdálenost mezi jejich opakováními. POPIS VRSTEV INTERPRETACE OH6 Sl středně zrnitý středně písek s plochou korytovitou šikmou laminací antiduna OH5 Sr středně zrnitý středně štěrkovitý písek s čeřinovou křížovou laminací Čeřiny (spodní režim toku) OH4 OH3 OH2 OH1 OH9 St středně až hrubě zrnité štěrkovité písky, středně vytříděné s korytovitým šikmým zvrstvením, občas s polohami hrubě až velmi hrubě zrnitých špatně ch štěrkovitých písků asymetrické a jazykovité (3-D) duny OH8 OH7 OH10 B1 OH11 OH12 Gcm St/Gmm Gmm masivní štěrk s podpůrnou strukturou klastů střídání vrstev masivních písčitých štěrků a hrubozrnných štěrkovitých písků s korytovitým šikmým zvrstvením masivní štěrk s podpůrnou strukturou písčité matrix pseudoplastický úlomkotok výplň vedlejšího koryta plastický úlomkotok Obr Profil 1 v pískovně u Bohušova 1 s legendou a s růžicovými diagramy paleoproudových dat. 1 dobře až středně písek, 2 štěrková poloha uvnitř písčité vrstvy, 3 štěrk s podpůrnou strukturou klastů, 4 písčitý štěrk, 5 čeřinová laminace, 6 horizontální laminace, 7 korytovité šikmé zvrstvení, 8 planární šikmé zvrstvení, 9 gradační hranice vrstev, 10 zvlněná erozní hranice. Faciální značky, použité k popisu profilu, jsou převzaty z MIALLA (1996). 44

40 Z paleoproudových dat (obr. 8.2) vyplývá rozdílný směr proudění v různých částech profilu. V nižší části profilu mají hodnoty vynesené v růžicových diagramech mírně bimodální, šikmý charakter. Převládající azimuty ploch zvrstvení naznačují směr proudění od JJV. Sklony vrstevních ploch se pohybují mezi 18 a 20. Výše se směr přínosu mění od SV. až téměř S. Také tyto hodnoty mají bimodální, šikmý charakter, ale s větší disperzí hodnot než v předchozím případě. Úklony vrstev jsou mírné a pohybují se v rozmezí Nejvýše uložené šedé písky mají unimodální charakter růžicových diagramů s nízkou disperzí hodnot. Z azimutů ploch zvrstvení vyplývá směr přínosu materiálu od SV. Profil 2 je odkryt v malém zářezu, přibližně uprostřed pískovny (GPS: N, E) a byl zvolen především kvůli korelaci mezi profilem 1 v horní etáži pískovny a profily 3 a 4 ve spodní etáži. Celková výška je 1,92 m. Na zrnitostní analýzu bylo odebráno 5 vzorků. Ze dvou (OH14, OH15) byly provedeny valounové analýzy ve frakci 4 8 mm. Místa odběrů vzorků jsou zakreslená v obr Při bázi profilu je vrstva rezavě hnědého, masivního, písčitého štěrku (Gmm). Nad nimi jsou žlutohnědé, štěrkovité písky s korytovitým šikmým zvrstvením (St), pouze při povrchu se nachází asi 35 cm mocná vrstva písků s čeřinovým šikmým zvrstvením (Sr). Faciální značky, použité k popisu profilu, jsou převzaty z MIALLA (1996). Směrem k povrchu profilu se materiál zjemňuje a roste stupeň jeho vytřídění. Mz se pohybuje v rozmezí 0,30 1,32 Φ. Časté je střídání poloh středně až hrubě zrnitých písků a velmi hrubozrnných písků. Nejsvrchnější část profilu tvoří asi 0,25 m mocná vrstva štěrku, písku a hlíny rozježděná těžební technikou. 45

41 POPIS VRSTEV INTERPRETACE OH20 Sr středně zrnitý, dobře písek s čeřinovou šikmou laminací čeřiny (spodní režim toku) OH19 OH18 St hrubě až středně zrnitý štěrkovitý písek s korytovitým šikmým zvrstvením a vrstvičkami velmi hrubě zrnitých a velmi špatně ch štěrkovitých písků asymetrické a jazykovité (3-D) duny OH15 OH14 Gmm masivní, velmi špatně písčitý štěrk plastický úlomkotok Obr Zakreslený profil 2 v pískovně u Bohušova 1 s legendou. 1 dobře až středně písek, 2 štěrková poloha uvnitř písčité vrstvy, 3 písčitý štěrk, 4 vrstva rozježděná těžkou technikou, 5 čeřinová laminace, 6 korytovité šikmé zvrstvení, 7 gradační hranice vrstev, 8 zvlněná erozní hranice. Profil 3 (obr. 8.4) byl zvolen ve spodní etáži pískovny (GPS: N, E). Z celého profilu bylo odebráno 5 vzorků na zrnitostní analýzy, vzorky OH23 a OH25 byly použity k analýze těžkých minerálů. Ze štěrkové vrstvy byla provedena valounová analýza B11. Ve vzorku OH21 zbylo po nasítování dostatečné množství klastů k provedení valounové analýzy alespoň ve frakci 4 8 mm. Na bázi profilu byla zjištěna vrstva masivních, rezavě hnědých štěrků s podpůrnou strukturou písčité matrix (Gmm). Mezi klasty na první pohled dominují křemen a místní materiál. Největší zjištěný klast (krystalická hornina, pravděpodobně nordická) měl téměř kulovitý tvar a zhruba 25 cm v ose b. Báze této vrstvy nebylo dosaženo. Vrstva je ukončena zvlněným erozním povrchem, nad kterým leží převážně velmi hrubozrnné, špatně vytříděné písky o mocnosti 2,4 m. Písek má černou barvu, způsobenou pravděpodobně vysokým obsahem oxidů Mn, ale místa kolem vrstevních ploch jsou zabarveny dožluta, což ještě více zvýrazňuje korytovité šikmé 46

42 zvrstvení (St) těchto sedimentů, které se směrem vzhůru stáčí až do horizontálního zvrstvení (Sh). Faciální značky, použité k popisu profilu, jsou převzaty z MIALLA (1996). Sh POPIS VRSTEV horizontálně laminovaný, hrubozrnný, špatně štěrkovitý písek INTERPRETACE planárně vrstevní tok (plane-bed flow), kritický tok OH25 OH24 0 St špatně, velmi hrubozrnný štěrkovitý písek, korytovitě šikmě laminovaný asymetrické a jazykovité (3-D) duny OH23 0 OH22 B1 OH21 Gmm masivní, špatně písčitý štěrk plastický úlomkotok Obr Zakreslený profil 3 v pískovně u Bohušova 1 s legendou a s růžicovými diagramy paleoproudových dat. 1 vrstva rozježděná těžkou technikou, 2 špatně písek, 3 písčitý štěrk, 4 horizontální laminace, 5 korytovité šikmé zvrstvení, 6 zvlněná erozní hranice. Ve vrstvách černě zbarvených písků byly kompasem změřeny orientace vrstevních ploch, z naměřených hodnot vyplývají rozdílné směry přínosu materiálu v různých úrovních profilu. Růžicový diagram z polohy nad štěrkovou vrstvou má unimodální charakter s vyšším rozptylem hodnot. Směr přínosu je v tomto případě od VSV. Vrstvy se uklánějí pod nízkými úhly (5 10 ). Ve vyšší části profilu mají diagramy polymodální charakter s převažujícími směry proudění od JV. Sklony vrstev se v obou případech pohybují v rozmezí Růžicové diagramy jsou na obr

43 Profil 4 je umístěn ve stěně naproti profilu 3 (GPS: N, E). Je tvořen žlutohnědými až rezavohnědými, hrubozrnnými písky. Ve spodní části profilu převládá planární šikmé zvrstvení (Sp), které může přecházet až do zvrstvení horizontálního (Sh). Ve vyšší části profilu je časté korytovité šikmé zvrstvení (St), popř. štěrkovité písky zcela nevrstevnaté (Sm). Faciální značky, použité k popisu profilu, jsou převzaty z MIALLA (1996). Vytřídění je převážně střední a v písčité matrix se běžně vyskytují klasty okolo 2 cm v ose b. Největším zjištěným klastem je valoun fenoskandské krystalické horniny (12 cm v ose b). Podložní štěrkové vrstvy nebylo dosaženo, ale jelikož tyto sedimenty ve stěně pískovny o kus dál vystupují na povrch a uklánějí se pod úhlem od horizontály, dá se předpokládat, že tvoří podloží i zvoleného profilu. Z celého profilu bylo odebráno 14 vzorků na zrnitostní analýzy. Ze vzorku OH29 byla provedena valounová analýza ve frakci 4 8 mm. Polohy, ze kterých byly odebrány vzorky, jsou zaneseny ve schematickém nákresu profilu, který je na obr

44 POPIS VRSTEV INTERPRETACE OH29 Sm masivní velmi hrubozrnné, špatně vytříděné štěrkovité písky sedimenty gravitačních proudů OH28 St středně hrubozrnný štěrkovitý písek s korytovitou šikmou laminací asymetrické a jazykovité (3-D) duny OH27 Sm masivní hrubozrnné, středně vytříděné štěrkovité písky sedimenty gravitačních proudů OH26 OH32 OH31 OH30 St středně až dobře vytříděné hrubozrnné štěrkovité písky s korytovitým šikmým zvrstvením asymetrické a jazykovité (3-D) duny OH36 OH35 OH34 OH33 Sp středně, hrubozrnný štěrkovitý písek planárně šikmě zvrstvený tranzverzální a jazykovité (2-D) duny OH38 OH37 Sp/Sh středně až špatně, hrubozrnný štěrkovitý písek s planárním šikmým zvrstvením, které přechází do horizontálního zvrstvení planárně vrstevní tok (plane-bed flow), kritický tok OH39 Sp špatně, hrubozrnný štěrkovitý písek planárně šikmě zvrstvený tranzverzální a jazykovité (2-D) duny Obr Zakreslený profil 4 v pískovně u Bohušova 1 s legendou. 1 dobře až středně písek, 2 špatně písek, 3 horizontální zvrstvení, 4 planární šikmá laminace, 5 planární šikmé zvrstvení, 6 korytovité šikmé zvrstvení, 7 zvlněná erozní hranice. 49