1
[Gxxx]
Tomáš Kumpan
Martin Hanáček
[Ústav geologických věd,
Přírodovědecká fakulta,
Masarykova univerzita,
Brno 2010]
Průvodce k exkurzím
z historické geologie
2
Obsah:
PALEOZOIKUM
MORAVSKÉHO KRASU ..................................................................................3
Červený kopec (Brno) .......................................................................................................... 4
Josefov u Adamova............................................................................................................... 6
Lesní lom (Brno)................................................................................................................... 7
SPODNÍ KARBON
DRAHANSKÉ VRCHOVINY
V KULMSKÉM VÝVOJI ................................................................................10
Luleč .............................................................................................................................. 10
Opatovice u Vyškova.......................................................................................................... 12
PERM BOSKOVICKÉ BRÁZDY...................................................................14
Skalice nad Svitavou Sedimenty
východního okraje pánve................................................................................................... 15
Hodiška .............................................................................................................................. 16
Bačov u Boskovic................................................................................................................ 16
MESOZOICKÝ POKRYV
ČESKÉHO MASIVU........................................................................................19
Olomučany – lom Hrubých ............................................................................................... 19
Rudka u Kunštátu.............................................................................................................. 20
MIOCÉN KARPATSKÉ
PŘEDHLUBNĚ .................................................................................................23
Nemojany – pískovna......................................................................................................... 23
Hřebenatkový útes u Rousínova ....................................................................................... 25
PŘÍLOHY
3
Paleozoikum Moravského
krasu
Několik km mocná sekvence paleozoických
sedimentů moravsko-slezské zóny leží
s výraznou diskordancí a značnými hiáty na
kadomsky konsolidovaném brunovistuliku. To
je tvořeno magmatity a metamorfity
akretovaných proterozoických teránů s relikty
proterozoického a kambrického
sedimentárního pokryvu, který byl zjištěn
v několika vrtech. Doklady pro ordovik na
území Moravy a Slezska chybí, doložen je
však z Polska. Silur je znám z jediného
výskytu u Stínavy na Drahanské vrchovině.
Paleogeografická a tektonická pozice tohoto
výskytu je však nejistá. Souvislá sedimentace
nastupuje s největší pravděpodobností až ve
spodním devonu v moravsko-slezské (rhenohercynské)
pánvi (obr.1). Od středního devonu
je patrná výrazná diferenciace pánve
v extenzním geotektonickém režimu při
pasivním kontinentálním okraji. Byly
vymezeny tři hlavní litofaciální vývoje této
pánve. Hlubokomořský vývoj drahanský
s pelagickými sedimenty a vulkanity
oceánského typu, mělkomořský vývoj
karbonátové rampy Moravského krasu a vývoj
přechodný lumírovský, z prostředí svahu mezi
karbonátovou rampou a oceánskou pánví, ve
kterém se prolínají litologické jednotky
hlubokomořského a mělkomořského vývoje.
Sedimentární sled paleozoika ve vývoji
Moravského krasu (obr. 2) počíná tzv.
souvrstvím bazálních paleozoických klastik.
Na povrch vystupují v několika maloplošných
výskytech, daleko větší část je však překryta
mladšími útvary, především jednotkami
vnějších Západních Karpat. Pro jejich rudou až
fialovou barvu bývají také označována jako
„brněnský old red“. Toto označení vychází z
termínu „old red sandstones“, kterým se
klasicky označuje evropská kaledonská
molasa. Souborům „old red“ se bazální
paleozoická klastika podobají faciálně i
stratigraficky, avšak v Českém masivu
nemáme jediný důkaz projevů kaledonské
orogeneze. Přímé biostratigrafické datování
bazálních paleozoických klastik indikuje
v několika případech svrchnoproterozoické a
spodnokambrické stáří na základě akritarch,
doložených z vrtných jader. Nalezená
akritarcha a ichnofosilie svědčí pro mořské
prostředí. Tyto sedimenty jsou řazeny
k brunovistuliku samotnému, díky jejich
časovému sepjetí s kadomským tektonickým
cyklem. Větší podíl bazálních paleozoických
klastik je ale mladšího stáří, a to devonského.
Bazální klastika terestrického původu jsou
datována nepřímo na základě superpozice,
marinní soubory pak obsahují akritarcha a
místy i mikrofaunu. Doloženo bylo stáří od
spodního devonu (ems) až do svrchního
devonu (frasn), kdy se jedná o vložky
v karbonátovém sledu macoškého souvrství.
Tyto mělkomořské karbonáty začaly
sedimentovat během středního devonu (eifel).
Kolísáním úrovně mořské hladiny došlo
k opakování sedimentace čtyř tzv. megacyklů
(od nejstaršího po nejmladší - čelechovický,
Býčí skály, ochozský a mokerský). Každý z
megacyklů začíná v generelu transgresivními
bazálními klastiky a pokračuje vápenci
s charakteristickými společenstvy brachiopodů
(josefovské vápence), výše se
Obr. 1. Paleogeografická rekonstrukce jižní části moravsko-slezské pánve ve svrchním devonu (Kalvoda et al. 2007).
4
stromatoporoidy (lažánecké vápence).
Megacykly jsou ukončovány korálstromatoporoidovými
biohermami
(vilémovické vápence). Nad vilémovickými
vápenci jednoho megcyklu začíná opět sled
megacyklu následujícího až do hranice mezi
svrchnodevonskými stupni frasn/famen.
V tomto období dochází k významným
paleogeografickým změnám a začíná
sedimentace karbonátů líšeňského souvrství,
což jsou převážně svahové kalciturbidity
(hádsko-říčské vápence) či pelagické hlíznaté
karbonáty (křtinské vápence). Sedimentace
líšeňského souvrství pokračuje do spodního
karbonu a při hranici tournai/visé přechází do
kulmských flyšových facií. Je to odraz změny
pánevního geotektonického režimu
z extenzního na kompresní v rámci variské
orogeneze. Z brunovistulika a jeho výše
popsaného paleozoického pokryvu
(dohromady označováno jako brunie) se stává
předpolí fronty variských příkrovů.
Červený kopec – Kamenná
kolonie (Brno)
Terestrická bazální klastika Moravského krasu
Výskyty terestrických bazálních klastik na
území Brna a v jeho bezprostředním okolí jsou
vázány jak na samotné území Moravského
krasu tak na úzký pruh těchto hornin v tzv.
zóně Babího lomu. Jedná se o tektonické
šupiny vklíněné mezi horniny brněnského
masivu během variské orogeneze. Pruh se
táhne od Babího lomu u Kuřimi až do
centrální části Brna. Právě zde je můžeme
studovat přímo na odkryvech při pravém břehu
Svratky u Kamenné kolonie na Červeném
kopci (obr. 3).
Horniny zde zastižené jsou především střídající
se monomiktní (křemenné) slepence a
pískovce. Méně časté jsou polohy arkózovitých
pískovců a vzácně se vyskytují prachovité
jílovce. Typické je červené, hnědé až fialové
zbarvení. Špatně vytříděné jemnozrnné až
středně zrnité slepence mají převážně
podpůrnou strukturu klastů, méně často se
vyskytují slepence s podpůrnou strukturou
základní hmoty. Klasty jsou poloostrohranné
až polozaoblené, s průměrnou velikostí 3-4 cm
a maximální velikostí 12 cm. Špatně vytříděné
pískovce jsou zastoupeny celou zrnitostní
škálou od jemnozrnných po velmi hrubozrnné.
Kromě dominujících křemenných klastů jsou
v materiálu slepenců a pískovců minoritně
zastoupeny živce, silicity, ruly a úlomky
siliciklastik. Sedimentární struktury pískovců
zahrnují různé typy zvrstvení, jako planární
šikmé, výmolové šikmé a horizontální
zvrstvení.
Obr. 2. Stratigrafické schéma devonu a spodního
karbonu v platformním vývoji Moravského krasu a
kulmu Drahanské vrchoviny (upraveno podle Hladil in
Chlupáč 1986). 1. – břidlice, droby a slepence; 2. –
prachovité rozstáňské břidlice; 3 - březinské a ostrovské
břidlice; 4. – hádsko-říčské vápence; 5. – křtinské
vápence; 6. – vilémovické vápence; 7. – lažánecké a
josefovské vápence; 8. – bazální klastické souvrství; 9.
– brněnský masiv. Čísla v kroužku : 1. – čelechovický
cyklus; 2. - cyklus Býčí skály; 3. – ochozský cyklus; 4.
– mokerský cyklus.
Obr. 3. Červený kopec
5
Na základě litofaciálních znaků bylo zjištěno,
že se jedná o terestrické sedimenty aluviálních
kuželů, které vybíhaly z vyvýšených částí do
transtenzní pánve při pasivním okraji
kadomsky konsolidovaného brunovistulika.
Odtud byl gravitačními proudy do pánve
epizodicky snášen materiál tvořený granity,
rulami, nízkometamorfovanými horninami a
staršími siliciklastiky. Červené zbarvení
sedimentů, stejně jako charakter sedimentace,
poukazuje na teplé aridní klima, kde byla
sedimentace vázána jen na krátké, ale
intenzivní, z dnešního pohledu katastrofické
srážkové události. V terénu bez vegetačního
krytu vznikaly během těchto intenzivních
splachových událostí mocné akumulace, které
pak byly ještě jemně modifikovány drobnými
občasnými toky.
Z toho mimo jiné vyplývá obecně platný fakt,
že vrstevní spáry mezi jednotlivými
sedimentárními tělesy (vrstvami) představují
hiáty, které zahrnují mnohonásobně delší
časový interval, než časové intervaly
zaznamenané v samotných vrstvách,
usazených především během náhlých a
krátkodobých událostí.
Bazální paleozoická klastika neposkytla na
lokalitě žádné fosilie a tudíž je jejich stáří
určeno pouze na základě superpozice k jiným
tělesům, která jsou fosiliferní. V rámci zóny
Babího lomu se v nadloží terestrických
bazálních klastik nachází u Lelekovic šupina
deformovaných vápenců macošského
souvrství, ve kterých byla nalezena korálová
fauna svrchního givetu (střední devon). Proto
je uvažováno spodně- až střednědevonské
stáří terestrických bazálních klastik v zóně
Babího lomu.
Obr. 4. Brno – Červený kopec. Střídající se polohy křemenných slepenců a pískovců.
6
Josefov u Adamova
Útesové vápence macošského souvrství
Výchozy vápenců ve svazích severovýchodně
nad soutokem Josefovského a Křtinského
potoka u křižovatky v osadě Josefov u
Adamova jsou typickou ukázkou devonských
vápenců ve vývoji Moravského krasu. Úzkou
cestičkou za zahradou domu čp. 68 u zmíněné
křižovatky se dáme do zalesněného svahu.
Všude kolem ve svahu můžeme spatřit suťové
osypy vápenců macošského souvrství, které
náleží jeho druhému sedimentačnímu
megacyklu Býčí skály, který je nejlépe
vyvinutý a vytváří hlavní povrchové výskyty
v Moravském krasu. Ve spodní části svahu
můžeme pozorovat především v suti
josefovské vápence. Lavice, či spíše čočky
tmavých mikritických vápenců s místy velice
hojnými brachiopody druhu Bornhardtina
onychophora se střídají s cyklickými polohami
laminovaných vápenců a vápenců se
stromatoporoidy. Právě pro masové
nahromadění silnostěnných schránek
brachiopodů v některých polohách se tyto
vápence také označují jako brachiopodové.
Z další fauny se zde vyskytují také tabulátní
korály, např. rod Pachyfavosites, mechovky a
červy. Výše ve svahu a ve výchozech při
vrcholu leží v nadloží josefovských vápenců
lažánecké vápence. Jedná se o sled šedavých
vápenců, ve kterých se cyklicky střídají lavice
laminovaných vápenců, lavice s velice hojnými
stromatoporoidy větevnatého druhu
Amphipora ramosa a lavice s kulovitými
coenostei stromatoporoidů („rolling stones“)
rodu Actinostroma. Fragmentární nálezy
některých větevnatých korálů dokazují stáří
spodního givetu (střední devon). Lavice
tvořené větevnatými amphiporami daly starší
název tomuto čtyřikrát se opakujícímu členu
macošského souvrství – stromatoporové či
amfiporové vápence.
Jedná se o sedimenty karbonátové rampy, která
patřila do systému svchnodevonských
platforem, ramp, lagun, kalových kup a dalších
karbonátových struktur, které byly tvořeny
nárůsty útesotvorných organizmů. V devonu
k nim patřily především vápenaté řasy, korály
a stromatoporoidi. Právě ve svrchním devonu
dosahovaly tyto nárůsty celosvětově
maximálního rozšíření a útesový pás který
vytvářely můžeme vystopovat takřka po celé
planetě. Prostředí vzniku těchto útesů bylo
situováno v nehlubokých a dobře
prosvětlených tropických mořích při okrajích
pevnin. Přínos siliciklastického materiálu
z pevniny byl však minimální, což je pro vznik
čistých karbonátů důležité kritérium. Pro
tvorbu mocných nárůstů je důležitý také
pozvolný růst mořské hladiny, či poklesávání
depozičního prostoru. Pokud jsou všechny tyto
(a nejen tyto) podmínky dodrženy,
Obr. 5. Výchozy nad
Josefovem
Obr. 6. Lažánecké vápence nad Josefovem. Ve spodní části
poloha se stromatoporoidy rodu Amphipora, výše lavice
laminovaného vápence.
7
„karbonátové továrny“ dokáží vyprodukovat za
poměrně krátkou dobu velké mocnosti
vápenců. Pro platformní karbonátový vývoj
útesových facií Moravského krasu je
charakteristický sedimentární sled počínající
transgresivními bazálními klastiky, jejichž
povrch byl postupně osídlen málo
specializovaným a monotónním pionýrským
společenstvem brachiopodů, korálů a
stromatoporoidů (josefovské vápence). Po
tomto období osídlení a stabilizace nastalo
období pro které je charakteristický místy
masový výskyt větevnatých stromatoporoidů
(lažánecké vápence). V závěrečném období
specializace dominovaly především korály a
samozřejmě další útesotvorné organismy
(vilémovické vápence). Období specializace
pak bylo náhle ukončeno regresí. Povrch
karbonátové rampy byl obnažen, erodován a
došlo k zániku tohoto vysoce specializovaného
společenstva. Při následném růstu hladiny se
tento sled opět opakoval, a to, jak bylo
uvedeno v úvodu, celkem čtyřikrát až do úplné
decimace útesových společenstev na hranici
mezi stupni frasn/famen.
Lesní lom (Brno - Líšeň)
Vápence macošského a líšeňského souvrství
Přechod z mělkomořské sedimentace
útesových vápenců k pelagické a svahové
sedimentaci hustotními proudy ve svrchním
devonu Moravského krasu můžeme na povrchu
nejlépe sledovat v jeho jižní části. Velmi
instruktivní a dobře dostupnou lokalitou je
Lesní lom na okraji brněnské městské části
Líšeň. Vede k němu asfaltová lesní cesta, která
se odpojuje vpravo od silnice mezi Líšní a
Ochozem, těsně za restaurací Velká Klajdovka.
Jedná se o rozsáhlý jámový lom na vápenec,
který byl aktivní do počátku 90. let 20. stol.
Těžba byla zastavena kvůli nárůstu podílu
rohovců a dalších nečistot při postupu těžby
tohoto ložiska. Nejstarší horniny na lokalitě
náleží macošskému souvrství a to jeho
nejsvrchnější části, vilémovickým vápencům
4. mokerského megacyklu (mokerské
vápence). Jsou odkryty v severním cípu lomu.
Jedná se o sled světle šedých vápenců
zjemňujících se do nadloží, od bioklastických
vápenců s hojným bentosem k jemnozrnnějším
vápencům s neritickou–pelagickou faunou.
V suti můžeme najít především průřezy korálů,
kteří jsou nejlépe zřetelní na selektivně
vyvětralých površích. Méně hojněji se
vyskytují brachiopodi, cephalopodi a další
fauna. Fauna zde však není obecně příliš
bohatá, neboť se jednalo o hlubší části rampy.
Hranice mezi stupni frasn / famen je spojena
s globálním kellwaserským eventem. Při něm
došlo celosvětově k environmentálním
změnám a výrazným ztrátám biodiverzity,
které byly spojeny s anoxickými podmínkami.
Jedná se o 3. nejsilnější masové vymírání
fanerozoika, během kterého zmizelo přibližně
20 % čeledí a 50 % rodů především mořských
bezobratlých. V rámci tohoto vymírání dochází
k decimaci devonských korálstromatoporoidových
útesů a „umírá“ tedy i
útes macošského souvrství. V Lesním lomu
jsou v jeho nadloží prostorově nepravidelné
polohy spodnofamenských mikritových
křtinských vápenců líšeňského souvrství, při
bázi brekciovitých, které přechází na začátku
svrchního famenu do hádsko-říčských
vápenců. Jedná se o sedimenty destruované
Obr. 8. Přibližný výskyt jednotlivých litologických jednotek v Lesním
lomu..
Obr. 7. Lesní lom v Brně – Líšní..
8
karbonátové rampy a jejích svahů.
Z genetického hlediska jde o skeletální
kalciturbidity, tedy sedimenty vzniklé
hustotními proudy. Dominantní část alochemů
(označení pro „klasty“ karbonátů) tvoří části a
úlomky vápenatých skeletů různých
organizmů. V Lesním lomu to jsou především
krinoidi, dasykladátní řasy, ostrakodi,
brachiopodi a méně často pak např. mlži,
trilobiti a další. Stratigraficky významní jsou
mikroskopičtí konodonti (obr. 11) a
foraminifery. Ve vápencových lavicích
můžeme pozorovat typické stavby pro
kalciturbidity, odpovídající Boumovým
sekvencím. Při bázi kalciturbiditů bývají často
v hrubých, biodetritických polohách intraklasty
podložních, v době rozrušení částečně
litifikovaných, mikritických vápenců.
Biodetritické vápence v ideálním případě
gradují do jemnozrnnějších mikritických
vápenců s častou laminací a strop vrstvy tvoří
slínovité až břidličnaté polohy. Jejich materiál
patří buď ještě nejjemnější frakci turbiditního
proudu, nebo se jedná o pozaďovou pelagickou
sedimentaci. Ve vápencích můžeme pozorovat
černé rohovce, které vytváří hlízky, čočoky či
vrstevnatá tělesa.
V jihovýchodní stěně lomu, kde je odkryt
nejsvrchnější devonský úsek v horákovském
vývoji, je více než metrová poloha
mikritického laminitu, nad kterým probíhá
hranice mezi devonem a karbonem (a stupni
famen/tournai). Tato hranice je spojena
s dalším masovým vymíráním a globálními
environmentálními změnami, které se označují
jako hangenbergský event. Těsně nad hranicí
jsou vystřídány skeletální kalciturbidity
hádsko-říčských vápenců hemipelagickými
kalovci a distálními neskeletálními
kalciturbidity křtinských vápenců. Ty již
nejsou tvořeny dominantně úlomky vápnitých
organizmů, ale ooidy, peloidy, intraklasty
starších vápenců a jinými neskeletárními
alochemy. Jsou výrazně hlíznaté. Směrem do
nadloží přibývá rohovců. Nejmladší vápence
na lokalitě jsou střednětournaiského stáří.
V jihozápadní části lomu leží přímo na
líšeňském souvrství relikt drob a slepenců
myslejovického souvrství. Droby můžeme
pozorovat při asfaltové lesní cestě na lokalitu.
Obr. 9. Lesní lom A – lavice hlíznatých křtinských vápenců spodního famenu; B – detail zvrásněných deskovitých hádsko-říčských
vápenců(famen); C – ichnofosilie na vrstevních plochách hádsko-říčských vápenců (famen); D – izolované kolumnálie krinoidů na
vrstevní ploše hádsko-říčského vápence (famen)
A B
C D
9
Jižní cíp Moravského krasu má složitou
šupinovitou příkrovovou stavbu. Zkrácením
sedimentačního prostoru při variské orogenezi
došlo ke sblížení různě vzdálených faciálních
vývojů výplně pánve a to od prostředí přílivoodlivového
až po hlubokou pánev. Jsou
rozlišovány 2 hlavní litofaciální vývoje - mělčí
hostěnický (autochtonní-paraautochtonní) a
hlubší horákovský (alochtonní). Oba bloky
jsou odkryty v Lesním lomu.
Nejsvrchnější etáž odkrývá post-paleozoickou
sekvenci. Badenské mořské sedimenty nejsou
aktuálně dobře přístupné. Lépe na tom jsou
kvartérní spraše, sprašové hlíny a půdy.
Použitá literatura:
HLADIL, J. (1983) : Cyklická sedimentace v
devonských karbonátech macošského
souvrství. Zemní plyn a nafta, 28, 1, 1-
14. Hodonín.
CHÁB, J. – BREITR, K. – FATKA, O. –
HLADIL, J. – KALVODA, J. – ŠIMŮNEK,
Z. – ŠTORCH, P. – VAŠÍČEK, Z. – ZAJÍC,
J. – ZAPLETAL, J. (2008): Stručná
geologie základu Českého masivu a
jeho karbonského a permského
pokryvu. ČGS.
CHLUPÁČ, I. – HLADIL, J. – LUKEŠ, P.
(1986) Barrandien – Moravian
Karst. – Field-trip guidebook of the
Subcommission on Devonian
Stratigraphy field conference in
Czechoslovakia. Ústř. úst. geol. 62
s. Praha.
KALVODA, J. – BABEK, O. – FATKA, O. –
LEICHMANN, J. – MELICHAR, R. –
NEHYBA, S. - SPACEK, P. (2007):
Brunovistulian Terrane (Bohemian
Massif, Central Europe) from late
Proterozoic to late Paleozoic: a review.
Int. J. Earth Sci. (Geol Rundsch),
KALVODA J. – BÁBEK O. – NEHYBA S. ŠPAČEK
P. (1996): Svrchnodevonské
a spodnokarbonské kalciturbidity z
Lesního lomu v Brně-Líšni (jižní
část Moravského krasu). Geol. výzk.
Morav. Slez. v r. 1995, 98-100.
MCGHEE, G.R. (1996): The Late Devonian
Mass Extinction. Columbia University
Press, New York.
NEHYBA S., LEICHMANN J., KALVODA J.
(2001): Depositional environment of
the „Old Red“ sediments in the
Brnoarea (south–eastern part of the
Rhenohercynian Zone, Bohemian
Massif). – Geol. Carpathica, 4, 52,
195–203.Bratislava.
Obr. 10. Detail gradujících poloh skeletálních
kalciturbiditů hádsko-říčských vápenců (famen)
z Lesního lomu.
Obr. 11. Konodonti nejsvrchnějšího devonu – z leva rod
Palmatolepis, Polygnathus a Protognathodus.
10
SPODNÍ KARBON
DRAHANSKÉ VRCHOVINY
V KULMSKÉM VÝVOJI
Kulmská facie představuje mocná souvrství
především drob a prachovitých až jílovitých
břidlic. V některých úrovních se objevují více
nebo méně významné polohy slepenců.
Kulmské horniny vznikaly v mořské
moravsko-slezské pánvi mezi vyvrasňovanými
variskými internidami (moldanubikcká,
saxodurynská zóna) na straně jedné a
laurusijskou platformou na straně druhé.
Sedimentologicky představuje kulmská facie
siliciklastické turbidity s typickými
strukturami Boumovy sekvence (pozitivní
gradace, rytmičnost). Vyzdvihávané internidy
dodávaly obrovské množství klastického
materiálu, který pak byl z úzkých šelfů
redeponován turbiditními proudy dále do
pánve. Postupující kompresí mezi internidami
a platformou byla kulmská pánev zkracována a
v ní uložená souvrství vrásněna až v nich
nakonec vznikla příkrovová stavba. V rámci
variského orogénu představuje kulmská facie
flyšové pásmo (rhenohercynská zóna).
Nástup kulmské facie spadá do rozhraní
spodnokarbonských stupňů tournai/visé,
většina kulmských souvrství je viséského stáří.
V oblasti Moravského krasu a Drahanské
vrchoviny pokračoval vývoj v karbonátové
facii líšeňského souvrství nebo ve facii
ponikevských břidlic ze svrchního devonu do
spodního karbonu plynule bez přerušení (obr.
2). Ve spodním visé dochází k faciálním
změnám spojeným s nástupem klastických
sedimentů (březinské a ostrovské břidlice).
Následuje začátek kulmského vývoje. V
drahanské oblasti se vyčleňují tři kulmská
souvrství: protivanovské, roztáňské a
myslejovické. Všechna spadají do stupně visé.
Luleč
Slepence myslejovického souvrství
Lokalitu představují vysoké skalní stěny
pod kostelem sv. Martina nad Nemojany, na
katastrálním území Lulče. Jsou tvořeny
slepenci a drobami myslejovického souvrství.
Pod nejrozsáhlejší stěny na jz. straně návrší
(obr. 13) se lze dostat jen obtížně, protože je
nezbytné projít přes soukromý pozemek, event.
by mohly být přístupné z vrcholu směrem od
zmiňovaného kostela. V jižním cípu skalního
ostrohu se však nacházejí další instruktivní a
přístupné profily. Dostaneme se k nim,
půjdeme-li od autobusové zastávky „Luleč,
rozcestí k železniční stanici“ směrem k
Nemojanům. Po 250 metrech odbočuje ze
silnice doprava přímá asfaltová obecní cesta,
která nás dovede až pod návrší s kostelem, do
míst, kde začíná lesní porost. Zde odbočíme z
cesty vlevo a pokračujeme po již neasfaltované
cestě mezi zahrádkami a zalesněným návrším.
Ve svahu nad námi se objeví první výchozy
hrubozrnných slepenců nasedajících na lavici
drob (obr. 14A). Nakonec nás cesta po 200
metrech přivede k malé rekultivované skládce
v jejímž obvodu se nachází nejlépe přístupné
profily (14A).
Obr. 12. Výchozy nad Nemojany u Lulče
Obr. 13. Stěny pod kostelem sv. Martina v Lulči.
Střídání drob a slepenců.
11
Myslejovické souvrství je nejvýznamnější
stratigrafickou jednotkou drahanského vývoje
kulmu. Vyznačuje se přechodem od
hrubozrnných polymiktních račických a
lulečských slepenců v jižní části (v oblasti
Brna až Lulče, do drobově-břidlicových
rytmitů v severnější části (v oblasti Vyškova).
Slepence leží bezprostředně nad sebou a
vytvářejí akumulaci mocnou možná až 2000
m. Račické slepence jsou starší než slepence
lulečské. Pro oba typy je charakteristický
vysoký stupeň opracování valounů, které jsou
dokonale oválné, oválné až suboválné (obr.
14A). Velké valouny obklopuje mezihmota,
která je v račických slepencích drobová až
drobnozrnně slepencovitá a v lulečských
slepencích pouze drobová. Jedná se o
petromiktní slepence s pouze cca 2,5–6 %
křemene. Ostatní klasty tvoří pestrá škála
metamorfitů (nejhojněji ruly, dále kvarcity,
fylity, svory, porfyroidy, granulity, mramory,
rohovce), sedimentů (droby, pískovce, lydity,
slepence, vápence, jílovité břidlice) a
magmatitů (granity, durbachity, žilné a
vulkanické horniny). Metamorfity a
magmatity pocházejí hlavně z moldanubika a
moravika (ruly odpovídají hlavně gföhlské a
bítešské ortorule), pouze u kontaktních
rohovců je jako zdrojová oblast uvažována
hlinská zóna. Sedimenty pocházejí hlavně ze
starších kulmských souvrství (droby a
pískovce), vápence pocházejí z Moravského
krasu. Oba typy slepenců se odlišují složením
valounového materiálu. Nejdůležitější rozdíl
spočívá v podílech klastů metamorfovaných a
sedimentárních hornin. V račických
slepencích tvoří metamorfity cca 50 %
valounů a sedimenty cca 35 %. V
lulečských slepencích stoupá podíl
metamorfitů na cca 80 % a podíl sedimentů
naopak klesá na cca 15 % . Fylity, svory,
jílovité břidlice, slepence, lydity a kyselé žilné
horniny jsou zastoupeny jen v račických
slepencích. Stejně tak jsou v nich mnohem
hojnější vápence. V lulečských slepencích
jsou dominantními horninami ruly (cca 75 %),
Obr. 14. A - Valouny dosahují velikosti až několika dm a jsou převážně dokonale oválné, oválné až suboválné. Výchoz v zalesněném svahu nad
cestou vedoucí k rekultivované skládce; B - Častými horninami valounů jsou biotitické ortoruly. Délka klastu cca 10 cm. Stěny pod kostelem sv.
Martina. C - Střídání akumulací slepenců s různou velikostí klastů. Profil pod kostelem sv.Martina; D - Rytmické střídání drob a břidlic
myslejovického souvrství.Výchozy na jv. okraji Opatovic.
A B
C
D
12
dále se vyskytují granulit a deformované
granity (žuloruly). Na druhou stranu zde
zásadně klesá podíl vulkanitů, kontaktně
metamorfovaných hornin a samozřejmě všech
typů sedimentů. V račických a lulečských
slepencích jako jedné velké akumulaci lze tedy
pozorovat následující trend. Ve spodních
částech akumulace je valounový materiál
petrograficky daleko různorodější a také
mnohem bohatší na sedimenty z Moravského
krasu a starších souvrství kulmu. Mezi
metamorfity se hojně vyskytují
metasedimenty. Směrem do nadloží se materiál
stává jednotvárnějším se zcela dominantní
úlohou silněji regionálně metamorfovaných
hornin (především ortorul).
Slepence se ukládaly v prostředí tzv.
hrubozrnného deltového systému, jehož
vznik byl podmíněn zlomovými strukturami.
Na západním okraji kulmské mořské pánve
existovaly zlomově podmíněné deprese,
orientované příčně k mořské pánvi. Těmito
depresemi ústily do moře divočící toky,
přínášející ze snosové oblasti moldanubika a
moravika značné množství hrubého
klastického materiálu. Pro divočící říční styl je
transport hrubozrnného štěrkovitého a
písčitého materiálu charakteristický.
Dynamický transport způsobil výrazné
opracování klastů až do oválných a dokonale
oválných tvarů. Štěrkovitý a písčitý materiál
vytvořil na ukloněném mořském dně klínovité
deltové těleso, ve kterém můžeme pozorovat
postupný laterální přechod od slepenců do
drob. Hrubé štěrky se totiž ukládaly už na
okraji pánve v proximální části delty a dále do
pánve byly transportovány hlavně písčité
sedimenty. Profily pod kostelem sv. Martina
odkrývají lulečské slepence střídající se s
lavicemi drob. Jedná se o proximální část
deltového tělesa. Na plochých stěnách lze
velmi dobře sledovat vztahy sedimentárních
těles, uspořádání, tvary a petrografii valounů.
Opatovice u Vyškova
Paleontologie myslejovického souvrství
Lokalitou jsou výchozy v úbočí svahu po pravé
straně říčky Malá Haná na jihovýchodním
okraji Opatovic u Vyškova. Nejsnadněji se k
nim dostaneme, půjdeme-li po modré turistické
značce z centra Opatovic směrem na Dědice.
Jakmile nás stezka vyvede z obce na úzké
obdělávané pole, poteče po naší levé straně
říčka Malá Haná a po pravé straně se bude
zvedat prudký zalesněný svah. Po asi 200–300
metrech podél jeho úpatí spatříme řady
výchozů, předsatvujících exkurzní lokalitu.
V příkrém úbočí jsou odkryty rytmicky se
střídající droby a prachovité až jílovité břidlice
(obr. 14D). Sedimenty náleží myslejovickému
souvrství a představují jeho jemnozrnnější
facii. Vznikly v prostředí turbiditních
proudů, kdy byl písčitý materiál transportován
po ukloněném mořském dně rychlými proudy,
hustě nasycenými klastickým materiálem.
Když energie proudu poklesla, písčitý materiál
se uložil a vytvořil souvislou vrstvu. V
následné klidové etapě se ze suspenze
pozvolna ukládal prachovitý a jílovitý materiál.
Opakovaným mnohonásobným střídáním
ukládání písku z turbiditních proudů a prachu a
jílu z klidnější vody vznikla souvrství rytmicky
uspořádaných vrstev drob a břidlic.
Lokalita je bohatým nalezištěm fosílií
spodnokarbonského (viséského) moře kulmské
facie. Pro toto prostředí je typická nízká
diverzita organizmů, ale některé taxony jsou na
druhou stranu zastoupeny velkým počtem
jedinců. Takovýto nepoměr mezi diverzitou
forem a kvantitou jedinců nastává v
nepříznivých životních prostředích. Kulmské
moře mezi tato prostředí nejspíš patřilo.
Dosahovalo větších hloubek a navíc bylo jeho
dno dosti neklidné kvůli neustálé aktivitě
turbiditních proudů vyvolávaných otřesy kůry
během orogenetických procesů. Pro kulmská
Obr. 15. Opatovice u Vyškova
13
faunistická společenstva je charakteristická
zásadní role nektonních organizmů - amonitů
s goniatitovým švem (ti jsou dokonce
základem biostratigrafie kulmských jednotek)
a nautiloidů s přímou schránkou. Další
typickou fosílií je bentózní mlž Posidonia
becheri (obr. 15) vybavený plochými miskami
zdobenými koncentrickými žebry. Posidonia
obývala bahnité dno kulmského moře a v
některých obdobích byla rozšířena natolik, že
její misky masově pokrývají vrstevní plochy
břidlic. Lokality na Vyškovsku, včetně
navštívených Opatovic, spadající do vyšší části
myslejovického souvrství (svrchní visé), jsou
však v porovnání např. s kulmem Nízkého
Jeseníku faunisticky bohatší. Kromě amonitů s
goniatitovým švem, nautiloidů a posidonií se
zde vyskytují další zástupci mlžů, potom také
ramenonožci, lilijice, trilobiti, ostrakodi, plži,
koráli, mořské houby, mechovky, ryby a
ichnofosílie. Nechybí ani zbytky suchozemské
flóry, které byly splaveny do moře.
Použitá literatura :
CHLUPÁČ I, BRZOBOHATÝ R., KOVANDA J.,
STRÁNÍK Z. (2002): Geologická
minulost České republiky. – 436
pp., Academia. Praha.
KODYM O., FUSÁN O., MATĚJKA A. (reds.,
1967): Geological Map of
Czechoslovakia 1 : 500 000. –
Ústřední ústav geologický. Praha.
KUMPERA O. (1983): Geologie spodního
karbonu jesenického bloku –
Knihovnička Ústředního ústavu
geologického 59. Praha.
NEHYBA S. & MASTALERZ K. (1995):
Sedimentologický příspěvek ke studiu
račických a lulečských slepenců. –
Geologické výzkumy na Moravě a ve
Slezsku v roce 1994: 66–68. Brno.
ŠTELCL J. (1960): Petrografie kulmských
slepenců jižní části Drahanské
vysočiny. – Folia přírodovědecké
fakulty Univerzity J. E. Purkyně v
Brně. Geologica 1 (1): 1–103. Praha.
Obr. 15. Posidonia becheri, typická fosílie kulmské facie, moravskoslezský kulm,
ilustrační obrázek.
14
Perm boskovické brázdy
Boskovická brázda představuje protáhlou
a úzkou strukturu (délka cca 100 km, šířka 3-
10 km) orientovanou ve směru SSV–JJZ.
Společně s podobnými a shodně orientovanými
pánvemi blanické a jihlavské brázdy (které
jsou výrazně denudovány) a dalšími
permokarbonskými depocentry (hornoslezská
pánev, plzeňsko-trutnovská pánev atd.)
představují molasové pánve, které se vyvíjely
v rámci vyvrásněného variského orogénu.
Brázdy byly založeny ve svrchním karbonu
(stephan C). Boskovická brázda vznikla na
starší variské struktuře - na tektonickém styku
variských příkrovů lugodanubika, bohemika a
moravika na západě s předpolím (brunií) na
východě. Západní krystalinické jednotky
poklesávaly podél okrajového zlomu
boskovické brázdy, čímž vznikala pánev,
která byla zároveň s poklesovými pohyby
zaplňována sedimenty (jednalo se tudíž o
synsedimentární poklesy). Boskovická brázda
má výrazně asymetrický příčný průřez s
kolmým zlomovým ohraničením na východní
straně a pozvolným transgresním ohraničením
na straně západní. Takto vyvinutou pánev
nazýváme termínem poloviční příkopová
propadlina (halfgraben). Nesouměrnost
pánve předurčila i charakter sedimentární
výplně (obr. 16).
Na východě se podél okrajového zlomu po
celou dobu existence brázdy hromadily ve
značných mocnostech velmi hrubozrnné
nevytříděné konglomeráty (rokytenské
slepence), ukládané v podobě rozsáhlých
aluviálních kuželů (obr. 17). Při západním
okraji to byly také konglomeráty (balinské
slepence), i když méně mocné, protože
svažitost okrajů pánve zde byla zřetelně nižší,
takže zde nevznikaly tak mohutné aluviální
kužely. Centrální části pánve jsou vyplněny
mocnými souvrstvími pískovců, arkóz,
prachovců a jílovců, včetně horizontů
jílovitých vápenců (pelokarbonátů), které se
ukládaly v meandrujících i divočících řekách,
záplavových plošinách, rašeliništích a jezerech.
Kromě tektonických faktorů ovlivňovalo
sedimentaci v brázdě také klima. V aridních
obdobích se v pánvi vyskytovaly jen občasné
toky a vodní nádrže a vzniklé sedimenty
získaly oxidací železa červenohnědé
zbarvení. Pro humidní periody byly typické
stálejší toky a jezera. V nich uložené
sedimenty jsou zbarveny šedě. Ukládání
sedimentů začíná v boskovické brázdě nejdříve
v její jižní části, v tzv. rosicko-oslavanské
depresi, kde na konci karbonu (ve svrchním
stephanu) existovala i rašeliniště, z nichž
vznikly sloje černého uhlí (rosicko-oslavanské
souvrství). V nadloží nejlmadší sloje nastává
přechod ze svrchního karbonu do spodního
permu. Báze permu je definována objevením
se kapraďosemenné rostliny Autunia conferta
(dříve Callipteris conferta). Ve spodním permu
(ve stupni autunu) byla založena severní část
boskovické brázdy, tzv. letovická deprese.
Jelikož v charakteru krajiny a podnebí a tím i v
charakteru sedimentace nenastaly mezi
svrchním karbonem a spodním permem žádné
výrazné změny, nelze mnohdy při nedostatku
fosílií stanovit stáří těchto sedimentů. Proto se
variská molasová souvrství ve všech pánvích
obecně označují jako permokarbonská.
Obr. 16. Příčný řez rosicko-oslavanskou depresí boskovické
brázdy. m – moravikum, k – kulm, s – balínské slepence a
nadložní uhlonosné polohy, r – rokytenské slepence, p –
vnitropánevní sedimenty. Pešek et al 2001.
Obr. 17. Aluviální kužely (vějíře) progradují z pohoří do
sedimentární pánve. Podobné vějíře tvořené rokytenskými
slepenci vznikaly i na východním okraji boskovické brázdy.
15
Skalice nad Svitavou
Sedimenty východního okraje pánve
Jedná se o výchozy rokytenských slepenců
asi 0,5 km východně od železničního nádraží
ve Skalici n. Svitavou, v zalesněném svahu
vlevo nad silnicí do Lhoty Rapotina. V
prostoru a bezprostředním okolí Skalice
vystupují rokytenské slepence na řadě míst.
Sedimentologicky zajímavým je profil přímo
naproti místní železniční stanici, kde se střídají
polohy jemnozrnných horizontálně
laminovaných pískovců s tenkými
slepencovými vložkami. V zářezu železniční
trati směrem na Blansko, asi 1–1,2 km jižně od
skalického nádraží, tvoří rokytenské slepence
cca 150 m dlouhé a cca 10 m vysoké skalní
defilé. Budují rovněž navštívené návrší nad
silnicí do Lhoty Rapotina, kde je lze pozorovat
na několika větších výchozech.
Rokytenské slepence jsou hrubozrnné, špatně
vytříděné až nevytříděné, se slabě
opracovánými klasty (převážně
poloostrohrannými až polozaoblenými). Velmi
hojné jsou klasty o velikosti 5–15 cm,
ojediněle se vyskytují balvany a bloky dlouhé
20–50 cm (největší klast v defilé u železnice
má rozměry 80 x 40 cm). Na výchozech u
Skalice se jedná výhradně o klasty kulmských
drob. V rokytenských slepencích obecně klasty
kulmských hornin, a to hlavně drob, zcela
převažují - představují 90–95 % valounového
materiálu. Na některých místech, kde se podél
okrajového zlomu objevují ojedinělé kry
paleozoických vápenců Moravského krasu, se
v rokytenských slepencích objevují i tyto
horniny. Např. v okolí Veverské Bytýšky nebo
v Řeznovicích u Ivančic představují vápencové
klasty nepatrnou příměs, ale na západním
svahu vrchu Čebínky, západně od Kuřimi, leží
na bázi slepencové akumulace poloha složená
pouze z vápenců Moravského krasu. Horniny
brněnského masivu se mezi valouny vyskytují
jen výjimečně.
Rokytenské slepence představují sedimenty
aluviálních kuželů. Východně od okrajového
zlomu boskovické brázdy se zvedal hornatý
terén, budovaný hlavně vyvrásněnými
kulmskými příkrovy, překrývajícími společně s
devonsko-karbonskými vápencovými příkrovy
podložní brněnský batolit. V západním
sousedství pohoří poklesávala plochá
sedimentační pánev boskovické brázdy.
Existoval zde tedy náhlý přechod z hornatého
terénu do plochého reliéfu podhorské pánve.
Dílčími údolími mezi horami ústily do pánve
aluviální kužely (ilustrační obr. 17). Transport
probíhal hlavně ve formě hustých zvodněných
proudů klastického materiálu, kdy se masa
horninových klastů různé velikosti od
drobných úlomků až po bloky gravitačně
pohybovala směrem do pánve. V různé míře se
uplatňoval i transport s významnější úlohou
proudící vody, kdy docházelo k velikostnímu
třídění klastů. Těmito procesy se akumulovaly
vrstvy tvořené směsí různě velkých klastů v
písčité a štěrkovité mezihmotě (obr. 19) a vrsty
tvořené velikostně lépe vytříděnými klasty bez
mezihmoty. Jelikož dno pánve podél
okrajového zlomu neustále poklesávalo,
udržovaly se stále morfologické rozdíly mezi
hornatou snosovou oblastí a dnem pánve. Tyto
rozdíly byly vyrovnávány ukládáním nových a
nových aluviálních kuželů, které překrývaly
starší kužely.
Obr. 18. Výchozy rokytenských slepenců u Skalice nad
Svitavou
Obr. 19. Asi 20–50 cm velké klasty drob v rokytenských
slepencích. Skalice n. Svitavou, defilé u železniční trati
16
Hodiška
Červené sedimenty centra pánve
Exkurzní lokalitou je malý, dávno opuštěný
lůmek v lese, v severozápadním svahu návrší
Hodiška (410,1 m n. m.), 1 km jihovýchodně
od středu obce Míchov. K lokalitě se nejlépe
dostaneme po polní cestě, která odbočuje
vpravo ze silnice Boskovice-Míchov a směřuje
podél potoka Semíče k osadě Hodiška.
Odbočka polní cesty je vzdálena cca 500 m
severozápadně od křižovatky silnice
Boskovice-Míchov se silnicí od Svitávky. Po
cca 300–500 m nás polní (nyní už lesní) cesta
dovede k lůmku, který je v lesním porostu po
její pravé straně.
Sedimenty náleží letovickému souvrství
spodnopermského (autunského) stáří.
Letovické souvrství vyplňuje stejnojmennou
severní dílčí depresi boskovické brázdy a
dosahuje mocnosti až 3000 m. Jedná se tak o
nejmocnější litostratigrafickou jednotku
celé pánve. Sedimentární náplň tvoří převážně
červeně až červenohnědě zbarvené pískovce,
prachovce a jílovce. Šedě zbarvené sedimenty
tvoří pouze podřízené polohy, tzv. obzory,
které jsou odkryty na následující exkurzní
lokalitě Bačov. Červeně, fialově nebo i
zelenavě zbarvené sedimenty (někdy
označované jako pestré vrstvy) vznikaly při
střídání aridního a humidního klimatu s
převahou aridních podmínek.
Na lokalitě jsou v malém profilu odkryty
červené sedimenty. Jedná se o jemnozrnné
zřetelně zvrstvené pískovce, s šedými
skvrnami a bioturbačními strukturami (obr.
21). Vrstevní plochy pokrývají lupínky
muskovitu.
Bačov u Boskovic
Šedé sedimenty centra pánve
S šedými sedimenty Boskovické brázdy se
můžeme seznámit v klasické oblasti
Boskovicka ve třech starých lomech na šedé
pískovce a prachovce, cca 0,5 km západně od
Bačova. Lomy jsou situovány v prudké
zalesněné stráni (obr. 23) a jsou známé také
jako naleziště „Na Skalkách“. Nejlepší přístup
je podél západního úpatí stráně. Další lokalitou
je nevelký odkryv pelokarbonátů necelého 0,5
km jjz. od Bačova, na severním úpatí návrší
Hodiška (410 m n. m.), po pravé straně potoka
Semíče. Odkryv je nenápadný a vystupuje
skryt na okraji lesa, přímo naproti jižnímu cípu
zalesněné stráně s lomy.
Obr. 20. Hodiška
Obr. 21. Hodiška - červené jemnozrnné pískovce ve stěně
lůmku
Obr. 22. Bačovské lokality
17
Na uvedených lokalitách a pak ještě na
dalších místech v blízkém okolí Bačova (např.
v zářezu silnice u starého dálničního tunelu)
jsou odkryty šedé sedimenty letovického
souvrství. Jedná se o šedě, hnědošedě až
zelenošedě zbarvené laminované a tence
zvrstvené slídnaté prachovce a pískovce,
ukládané převážně v jezerech nebo
záplavových plošinách řek. Šedé sedimenty
tvoří polohy (tzv. obzory) v převládajících
červeně až červenohnědě zbarvených
klastikách, se kterými jsme se seznámili na
předchozí lokalitě Hodiška. V šedých obzorech
se hojně vyskytují fosílie rostlin. Převládají
větévky jehličnanů (Walchia), doprovázené
listy kapradin a kmínky přesliček (obr. 25). Na
popsané šedé sedimenty jsou vázány desítky
cm mocné polohy jezerních jílovitých vápenců
- pelokarbonátů. Jsou to hnědě až šedě
zbarvené, zřetelně laminované, pevné a dobře
štípatelné horniny. Pelokarbonátový horizont
se nachází v profilu ve starých lomech západně
od Bačova výše ve svahu, kde je ale z velké
části vytěžený sběrateli zkamenělin. Na druhé
navštívené lokalitě u Bačova a sice na
severním úpatí návrší Hodiška jsou však
pelokarbonáty dobře přístupné na nevelkém
odkryvu a výchozu. Pelokarbonáty od Bačova
jsou známé velmi hojnými nálezy kompletních
koster paprskoploutvých ryb (paleoniscidů),
a pak zejména krytolebců (obr. 24).
V oblasti Boskovic a Letovic leží více
jedinečných nalezišť permských fosílií.
Skutečně světový věhlas získala lokalita
Obora, odkud pochází objevy fosilního hmyzu
z šedých prachovců až jílovců (dosud popsáno
120 druhů).
Paleontologické nálezy i charakter
sedimentů umožňují vytvořit si představu o
vzhledu krajiny v centru boskovické brázdy
během spodního permu (autunu), jak ukazuje
obr. 25. V obdobích s humidním podnebím
existovalo v centru pánve množství řek, jezer a
močálů, jejichž břehy porůstala flóra složená
hlavně z přesliček, kapradin a stromových
plavuní. Stále více se uplatňovaly i jehličnaté
stromy, známé především pod rodovým
názvem Walchia, vázané spíše na sušší
stanoviště. Jejich větve byly do vodních nádrží
splavovány vodními toky nebo přívaly. Spodní
perm představuje ve vývoji rostlinstva
přelomové období. V Evropě ze scény ustupují
rozsáhlé pralesy kapraďorostů a jsou
nahrazovány porosty jehličnanů. Flóristickou
Obr. 23. Šedé vrstvy letovického s. ve starých lomech z. od
Bačova
Obr. 24. Discosauriscus austriacus. Orig, Z. V. Špinar - Z.
Burian.
18
změnu zapříčinila proměna podnebí související
s geotektonickými procesy. Zatímco během
karbonu převládalo v rovníkovém pásmu
zásluhou přítomnosti moří vlhké a tropické
klima podporující bujení pralesů kapraďorostů,
konzolidace pevnin do jediného
superkontinentu Pangei vyvolala ve spojení s
polohou v tropickém pásmu rozsáhlé
vysušování a šíření pouští a polopouští. Aridní
klima umožnilo rychlý rozvoj nahosemenných
jehličnanů, které nebyly na půdní vlhkost
zdaleka tak náročné jako kapraďorosty. Ve
vývoji Země hovoříme o přechodu mezi
paleofytikem (obdobím dominance psylofyt a
poté kapraďorostů) a mesofytikem (obdobím
domimance nahosemenných). Vodní nádrže
oživovali četní obratlovci i bezobratlí. Hojnou
složku fauny představovaly paprskoploutvé
ryby, vzácnější byli sladkovodní žraloci.
Obojživelníky zastupovali velmi hojní
krytolebci rodu Discosauriscus dosahující
délky až 40 cm. (obr. 24). Nálezy
discosauriscidů i ostatních obratlovců jsou
vázány právě na polohy pelokarbonátů. Tyto
jílovité vápence se ukládaly velmi pomalu v
jezerech s nevětraným dnem, u něhož panovaly
anoxické podmínky. Jelikož ukládání
pelokarbonátů trvalo dlouhou dobu, stačily
během času klesnout ke dnu mrtvá těla mnoha
krytolebců, která nebyla rozvlečena
konzumenty mršin, protože kvůli nedostatku
kyslíku nebylo dno příliš osídleno. Těla
postupně pokryl jemnozrnný vápenito-jílovitý
sediment, který je dokonale uchoval.
Použitá literatura
BRTNÍKOVÁ J. (2009): Geologický průvodce po
vybraných lokalitách boskovické
brázdy. – MS, bakalářská práce.
Přírodovědecká fakulta Masarykovy
univerzity, 29 pp. Brno.
CHLUPÁČ I, BRZOBOHATÝ R., KOVANDA J.,
STRÁNÍK Z. (2002): Geologická
minulost České republiky. – 436
pp., Academia. Praha.
IVANOV M. (2003): Přehled historie
paleontologického bádání v
permokarbonu boskovické brázdy na
Moravě – Acta Musei Moraviae,
Scientiae Geologicae 88: 3–112.
KODYM O., FUSÁN O., MATĚJKA A. (reds.,
1967): Geological Map of
Czechoslovakia 1 : 500 000. –
Ústřední ústav geologický. Praha.
MELICHAR R. (1995): Tektonický význam
boskovické brázdy. – Geologické
výzkumy na Moravě a ve Slezsku
v roce 1994: 64–66.
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. –
243 pp., Český geologický ústav.
Praha.
ŠIMŮNEK Z. (2003): Fytopaleontologické
výzkumy v boskovické brázdě. –
Zprávy o geologických výzkumech v
roce 2002: 150–151.
Obr. 25. Rekonstrukce krajiny v oblasti Bačova během
humidních období ve spodním permu. V pozadí východní
okraj boskovické brázdy se zvednutým variským pohořím. V
popředí centrum pánve s vodními plochami obklopenými
porosty stromových plavuní, kapradin, přesliček a kordaitů.
Jehličnany zaujímaly spíše sušší stanoviště (walchie na svahu
v pozadí). Orig. J. Augusta - Z. Burian..
19
MESOZOICKÝ POKRYV
ČESKÉHO MASIVU
Vzhledem k tomu, že izolovaná variská korová
doména Českého masivu tvořila během velké
části mesozoika ostrovní oblast, tzv.
vindelickou pevninu a další ostrovy,
dochovaný sedimentární záznam je velice
strohý. Na samotném území ČR pokračovala
terestrická sedimentace z permu do triasu ve
vnitrosudetské a podkrkonošské pánvi.
Doklady triasové mořské transgrese se nachází
při západním okraji Českého masivu
v Německu, na našem území chybí. Jurské
platformní sedimenty známe z maloplošných
výskytů v severovýchodních Čechách,
vyvlečené podél lužické poruchy z podloží
křídových sedimentů. Další výskyty platformní
jury Českého masivu pak leží na jižní Moravě
v okolí Brna, kde představují denudační relikty
karbonátových hornin mělkého
epikontinentálního moře, které zde vytvářelo
průliv mezi jižním oceánem Tethys a
boreálním mořem na severu. Spodní křída je
zastoupena zřejmě písky rudických vrstev,
které vyplňují paleokrasové deprese
v Moravském krasu. Jejich stáří však není
biostratigraficky doloženo a je odvozeno pouze
ze superpozice k podložním jurským
karbonátům a nadložním sedimentům svrchní
křídy. U Kuřimi byl nalezen relikt karbonátové
brekcie, v jejíž základní hmotě byly nalezeny
spodnokřídové foraminifery. Až sedimenty
svrchní křídy české křídové pánve mají však
stratigraficky kompletnější záznam a
významné plošné rozšíření. Pokrývají velkou
část severní poloviny Českého masivu a
dosahují mocností několika set metrů.
Sedimentace v české křídové pánvi začala na
úplném počátku svrchní křídy v cenomanu
(v některých částech dokonce možná na konci
křídy spodní) terestrickou sedimentací
v dílčích pánvích. Ve svrchním cenomanu byla
značná část Českého masivu zaplavena mořem
při cenomanské transgresi. Při pobřeží
sedimentovaly pískovce, v hlubších centrálních
částech pánve pak slínovce, jílovce či
prachovce. Doklady pro epikontinentální moře
české křídové pánve, které stejně jako to jurské
tvořilo propojení tethydního oceánu
s boreálním mořem, jsou známé až do vyššího
stupně svrchní křdy santonu. Santonské
sedimenty již nesou znaky ústupu moře.
Olomučany – lom Hrubých
Neveliký lom Hrubých v polích východně nad
Olomučany sloužil k místní těžbě stavebního
materiálu (obr.27). Byl však před lety zavezen,
postupně zarůstá a slouží coby skládka. Jediný
aktuální přístup k horninám, které hostí jednu
z nejbohatších amonitových faun v České
republice, je z malé sběratelské jámy na okraji
jihovýchodního cípu bývalého lomu (obr.29).
Zde se po odkopání hlinitého a suťovitého
materiálu můžeme seznámit se zašlou slávou
této lokality, ze které je udáváno na 28 druhů
amonitů. Tito amoniti jsou stáří svrchní jury,
konkrétně stupeň oxford. Slínovce a vápence
zde zastižené se ukládaly v mělkém
epikontinentálním moři, které mezi stupni
callov (střední jura) a oxford (svrchní jura)
tvořilo průliv mezi jižním oceánem Tethys a
boreálním (severním) epikontinentálním
mořem. Kromě amonitů s nejhojnějším rodem
Perisphinctes (obr.28), můžeme nalézt také
rostra belemnitů (která jsou však většinou
velice rozpadavá či vyloužená), schránky
mlžů, úlomky ježovek či žraločí zuby.
Obr. 26. Olomučany – lom Hrubých
Obr. 27. Historická fotografie lomu Hrubých .Foto Bárta 1960
Jurské karbonáty v blanském prolomu
20
Jurské sedimenty se zde zachovaly díky
poklesové struktuře blanského prolomu, který
byl aktivní zřejmě již během svrchní jury a
jistě před sedimentací české křídové pánve.
Její sedimenty totiž leží na území blanenského
prolomu v okolí Olomučan na jurských
vápencích, kdežto mimo tuto strukturu, o pár
desítek metrů dále, transgredovaly již přímo na
horniny brněnského masivu.
Rudka u Kunštátu
V lomu na sklářský písek pod vrchem Kříb u
Rudky u Kunštátu jsou odkryty sedimenty
české křídové pánve, zde představující
denudační relikt, který se zachoval díky
zaklesnutí kůry v rámci struktury blanského
prolomu (saxonská tektonika). Podložím
křídové sekvence na lokalitě jsou metamorfity
letovického krystalinika (náležící jednotce
bohemikum), které však nejsou na lokalitě
odkryty.
Křídový sled (obr.33) začíná pískovci až písky,
které jsou terestrického (fluviální či
lakustrinní) a zřejmě i brakického původu.
Jsou místy pestře zbarveny oxidy a hydroxidy
Fe atd. Ve sledu pískovců a písků se vyskytují
vložky slepenců a aleuropelitů. Aleuropelity
mívají tmavou barvu díky organické příměsy.
Tyto sedimenty náleží peruckokorycanskému
souvrství, konkrétně k členu
peruckých vrstev. Na jiných lokalitách
poskytli především prachovcové polohy flóru s
jehličnany (Pinus, Sequoia) a krytosemennými
rostlinami (Magnolia, Platanus). Jejichž stáří
je jistě spodno- až středno-cenomanské,
výskyty spor a pylů z některých lokalit české
křídové pánve nevylučují dokonce ani
spodnokřídové, albské stáří báze peruckých
vrstev. Sedimentace peruckých vrstev byla
omezena na předkřídové deprese
v peneplenizovaném reliéfu Českého masivu či
na tektonicky poklesávající kry. To platilo také
pro blanský prolom, díky kterému zde
sedimentace začala velice brzy a jedná se zde
pravděpodobně o vůbec nejstarší výplň české
křídové pánve.
Z báze peruckých vrstev jsou z lokality
uváděny železem výrazně nabohacené polohy
pískovců a slepenců, ale díky rekultivaci lomu
již nejsou dobře odkryty. Tzv. železivce jsou
sekundární akumulace oxidů a hydroxidů Fe z
proudících fluid na místech zlomů, na
rozhranní se žilnými tělesy či s porézními
tělesy (hrubozrnné pískovce a slepence),
Obr. 28. Amonit rodu Perisphinctes. 17,5 cm.
Olomučany – lom Hrubých.
Obr. 29. Současný stav lokality (říjen 2010) –
přístupbohatě fosiliferní vápencům a slínovcům je pouze
ze sběratelské jámy na jihovýchodním okraji lomu
Obr. 30. Rudka u Kunštátu
Česká křídová pánev v blanského prolomu
21
v místech styku Fe nabohacených fluid
s meteorickou okysličenou vodou apod.
Vytvářejí se také volně rozptýlené
konkrecionální útvary. Zdrojem Fe ve fluidech
jsou zřejmě produkty zvětrávání neovulkanitů
a také glaukonitu z mořských sedimentů, jako
je tomu nejspíše zde na lokalitě Rudka.
V nedalekém okolí, u Letovic (např. u
Rozhraní), byl na několika místech odkryt pod
bází křídy zvětralinový horizont, který je
tvořen pisolitickými Fe rudami, které byly
pokusně těženy.
V nadloží pestře zbarvených terestrických
písků a pískovců leží jsou hrubozrnné až
středně zrnité pískovce šedavé až zelenavé
barvy. Ty převažují ve většině mocnosti tohoto
intervalu. Zelená barva je odrazem přítomnosti
jílového minerálu glaukonitu, jehož
přítomnost je charakteristická pro mořské
prostředí. Mořský původ těchto šedozelených
písků a pískovců dokládají také typické
mořské ichnofosilie – většinou vertikální
rourky ichnorodu Ophiomorpha (obr. 31),
spleť úzkých chodbiček Thalasinoides a další.
Jedná se o druhý litostratigrafický člen
perucko-korycanského souvrství, korycanské
vrstvy. Ty jsou řazeny např. nálezy
stratigraficky významných mlžů Inoceramus
pictus ke svrchnímu cenomanu. Kromě
ichnofosilií však v korycanských vrstvách zde
na lokalitě nejsou makrofosilie hojné. Soubor
korycanských vrstev ukončují polohy velmi
jemnozrnných pískovců až prachovců. Vznik
těchto sedimentů je spojen s významnou
cenomanskou transgresí, při které se
celosvětově výrazně zvedla úroveň mořské
hladiny a terestrickou sedimentaci tak v české
křídové pánvi vystřídala sedimentace mořská.
Pánev se postupně prohlubovala což se
odrazilo právě v do nadloží zjemňujícím se
sledu (hrubozrnné pískovce – prachovce).
Na korycanské vrstvy se po hiátu, který je
spojen buď s podmořskou erozí či značným
zpomalením sedimentace na hranici mezi
cenomanem a turonem, usadilo nejmladší
těleso křídových sedimentů. To odpovídá
bělohorskému souvrství. Jedná se o světle
šedé až okrové vápnité prachovce až slínovce
či velmi jemnozrnné pískovce, které se dají
označit vžitým lidovým termínem „opuka“.
Místy je patrna výrazná bioturbace. Vznik
těchto sedimentů je vázán na další křídovou
transgresi - turonskou. Při ní se opět
výrazněji prohloubilo epikontinentální moře
české křídové pánve a za stavu vysoké hladiny
vznikaly sedimenty hemipelagického
charakteru. Fauna (obr. 32) je zastoupena
především charakteristickými mlži rodu
Inoceramus, kteří se na lokalitě poměrně
hojně nalézají. Dobře přístupné jsou bazální
polohy bělohorského souvrství v jihozápadním
cípu lomu, kde lze fosilie pohodlně sbírat.
Obr. 31. Ichnofosilie typu Ophiomorpha
v hrubozrnných pískovcích korycanských vrstev. Rudka.
Obr. 32. Rekontrukce dna svrchnokřídového moře. Na
dně mlži rodu Inoceramus a další fauna. Orig. P.
Modlitba.
22
Výskyt druhu Inoceramus labiatus datuje tyto
horniny do spodního turonu.
Lokalita je velmi instruktivním profilem se
záznamem svrchnokřídové transgrese,
započaté terestrickou sedimentační etapou,
následovanou marinním, do nadloží se
zjemňujícím sledem.
Použitá literatura
CHLUPÁČ I, BRZOBOHATÝ R., KOVANDA J.,
STRÁNÍK Z. (2002): Geologická
minulost České republiky. – 436
pp., Academia. Praha.
SKOČEK V. - VALEČKA J. (1990) : Litoeventy v
české křídové pánvi. VÚÚG,
65, 1, 13-28. Praha.
ŠEDIVÝ, J. (2005) : Geologicko-petrologická
charakteristika jurského rohovce u
Olomučan (Moravský kras). MS,
bakalářská práce. Přírodovědecká
fakulta Masarykovy univerzity, 34
pp. Brno.
ŠVÁB, E. (1961): Příspěvek ke geologii jury a
křídy mezi obcemi Olomučany a
Rudice na Blanensku. – MS.
diplomová práce. Přírodovědecká
fakulta, MU, Brno.
Obr. 33. Rudka u Kunštátu – přechod z pískovců do prachovců a spongilitů.
23
MIOCÉN KARPATSKÉ
PŘEDHLUBNĚ
Karpatská předhlubeň z východu navazuje
na alpskou předhlubeň, se kterou tvoří
původně společný mořský sedimentační
prostor. Z hlediska pozice v rámci alpskokarpatského
orogénu představují předpolní
pánve (foreland basins), které se vyvíjely v
předpolí vyvrasňovaných příkrovů vlastního
pásemného horstva. Příkrovy byly nasouvány
jeden na druhý a všechny společně na
evropskou platformu. Její okraj se vlivem
zatížení začal prohýbat a před orogénem tak
vznikal protáhlý depoziční prostor, ležící na
ohnuté evropské desce. Na konci spodního
miocénu (ve stupni karpatu) však bylo
nasouvání Alp završeno, celá předalpská oblast
vyzdvižena, v důsledku čehož odtud moře
definitivně ustoupilo. Zatímco Alpy svůj
postup zastavily, nasouvání karpatského
oblouku pokračovalo dál a v karpatské
předhlubni dále přetrvávala mořská záplava.
Ve spodním badenu (na počátku
středního miocénu) dosáhla marinní
transgrese v karpatské předhlubni
maximálního rozsahu. Příčiny měly hlavně
tektonický ráz (obr. 34). Evropská platforma
(de facto brunovistulická část českého masivu
a jeho paleozoický až paleogenní pokryv) byla
flyšovými příkrovy značně zatížena. Její okraje
se ohýbaly dolů pod nasouvané příkrovy a
zbytek platformy se důsledkem ohýbání
vyklenoval vzhůru. Namáhání českého masivu
zesílilo natolik, že vnější ohnuté okraje byly
nakonec odděleny od zbytku platformy
příkrými poklesovými zlomy. Tektonicky
izolované kry platformy před čely příkrovů
rychle zaklesávaly a prohlubovaly mořský
sedimentační prostor. To vedlo k transgresi na
tyto kry a k ukládání mocných akumulací
štěrkovitých a písčitých klastik,
představujících pobřežní valy, kosy, plážové
sedimenty, ale i delty. Zlomové oddělení
periferních částí platformy způsobilo, že na
zbytek evropské desky přestala působit
hmotnost nasouvaných flyšových příkrovů.
Kvůli náhlemu odlehčení začalo i vyklenutí
platformy poklesávat a transgredující moře
zaplavilo širokou zónu českého masivu
(Drahanskou vrchovinu, Nízký Jeseník,
brakické okrajové pánvičky se nacházely až u
České Třebové). Typickým sedimentem druhé
fáze spodnobadenské transgrese jsou tégly s
tělesy ruduchových a mechovkových
vápenců. Transgrese proběhla velmi rychle,
protože tégly nasedají na své podloží většinou
ostře bez jakýchkoliv přechodů. Druhá fáze
spodnobadenské transgrese byla umocněna
celosvětovým esutatickým zdvihem hladiny
oceánů.
Ještě ve spodním badenu však v důsledku
dosunutí flyšových příkrovů na Ostravsku a v
Polsku byly jižní části karpatské předhlubně
vyzdviženy a moře odsud ustoupilo. Marinní
vývoj pokračoval jen v severní a východní
části (v ČR na Ostravsku a Opavsku, dále pak
v předpolí severní a východní části
karpatského oblouku).
Nemojany – pískovna
Exkurzní lokalitou je opuštěná pískovna v
Nemojanech. Dostaneme se na ni snadno po
úzké neasfaltované příjezdové cestě, která
odbočuje vpravo ze silnice Nemojany-Račice,
cca 170 m před východním břehem (hrází)
rybníku Chobot. Po asi 70 m vyústí příjezdová
cesta v poměrně velkém odkryvu s vysokou
severovýchodní stěnou (obr. 36).
Obr. 34 Spodnobadenská transgrese v karpatské předhlubni.
A - Vyklenování platformy důsledkem zatížení jejích okrajů
nasouvanými příkrovy (po celý spodní miocén). B - Zlomové
oddělení okrajů platformy kvůli mocnému zatížení. C - První fáze
spodnobadenské transgrese - klastické uloženiny.
Odlehčený zbytek platformy poklesává. Druhá fáze
spodnobadenské transgrese - pelagické sedimenty (tégly),
ruduchové vápence.
A
B
C
24
První fázi spodnobadenské transgrese v
karpatské předhlubni doprovázelo ukládání
klastických sedimentů v příbřežní a mělčí
okrajové zóně mořské pánve. V literatuře je
často najdeme pod označením badenská
bazální (nebo okrajová) klastika. Tyto
sedimenty formovaly různé pobřežní valy a
kosy, tvořily pláže nebo to jsou uloženiny
kuželových delt (fan-delt) progradujících do
moře. Jedná se o písky a štěrky, vyznačující se
v různých částech předhlubně jiným lokálně
specifickým složením. Vždy obsahují takový
horninový materiál, který tvoří nejbližší okolní
snosovou oblast (jsou tedy provenienčně
místní). Badenská bazální klastika mají v
jednotlivých částech pánve různé místní názvy:
troskotovické štěrky (jižní část předhlubně),
brněnské písky (Brněnská kotlina),
lutrštétské, terešovské, ondratické a
brodecké písky (Vyškovsko, Prostějovsko). V
ostravské části předhlubně jim odpovídá tzv.
„detrit“.
V pískovně jsou odkryty brodecké písky i
když toto označení není vzhledem k převážně
psefitickému charakteru sedimentů
nejvhodnější (obr. 37, 38). V profilu lze dobře
pozorovat mírně ukloněné vrstvy štěrků a
štěrkovitých písků (obr. 37). Ve štěrkovém
materiálu převažují ostrohranné a
poloostrohranné klasty kulmských drob a
břidlic, méně lulečských slepenců (obr. 38).
Hojnou příměs tvoří oválné klasty různých
krystalinických hornin, které byly do štěrků
právě z těchto slepenců redeponovány (asi 600
vjv. od pískovny se nachází exkurzní lokalita
Luleč, viz strana 12). Složení sedimentů tedy
odpovídá okolní zdrojové oblasti - kulmskému
myslejovickému souvrství drob a lulečských
slepenců. Sedimenty pravděpodobně
představují hrubozrnnou kuželovou deltu
(fan-deltu), která z Drahanské vrchoviny
progradovala do předhlubně.
Obr. 35. Nemojany - pískovna
Odlehčený zbytek platformy
poklesává. Druhá fáze
spodnobadenské transgrese pelagické
sedimenty (tégly),
ruduchové vápence.
Obr. 36. Severovýchodní stěna pískovny v
Nemojanech. Na badenská klastika nasedají s úhlovou
diskordancí kvarterní svahové uloženiny.
Odlehčený zbytek platformy poklesává. Druhá fáze
spodnobadenské transgrese - pelagické sedimenty
(tégly), ruduchové vápence.
Obr. 37. Vrstvy štěrků a štěrkovitých písků. Ojediněle
se vyskytují i ostrohranné klasty s délkou v prvních
dm.
Odlehčený zbytek platformy poklesává. Druhá fáze
spodnobadenské transgrese - pelagické sedimenty
(tégly), ruduchové vápence.
Obr. 38. Ostrohranné klasty kulmských drob a břidlic,
dále oválné klasty světlých krystalinických hornin z
lulečských slepenců.
25
Hřebenatkový útes u Rousínova
V jihovýchodním okolí Brna se nálézá
množství lokalit, na kterých jsou odkryta tělesa
badenských vápenců. Jednou z takových
lokalit je PP Hřebenatkový útes nad
Rousínovem - Kroužek. Výchozy jsou
situovány při hraně západního zalesněného
svahu, kam se dostaneme nejlépe cestičkou od
parkoviště u místního hřiště.
Na několika izolovaných skalkách zde
můžeme pozorovat ruduchové vápence (dříve
též „litavské“, „lithothamniové“ či „řasové“)
v mocnosti přibližně 2 m, které se v jižních
částech karpatské předhlubně vyskytují ve
vyšších částech sledů spodnobadenských
téglů. Pouze na vnějším z. a sz. okraji
současné předhlubně vystupují přímo na
předbadenském podkladu (a většinou s pelity v
nadloží) a lokálně je prokazatelná jejich
souvislost s mořskou transgresí. V nadloží
vápnitých jílů se objevují prakticky pouze ve
výchozech v. od Brna, jako je tomu právě na
této lokalitě. Řasové vápence mají proměnlivý
obsah siliciklastik (0- 50%) a přecházejí až do
vápnitých pískovců bez jakékoliv příměsi
organické složky. Z fosilií v nich převažují
nečlánkované červené řasy a foraminifery s
vápnitými i aglutinovanými schránkami.
Téměř na všech lokalitách se vyskytují velké
foraminifery spolu se schránkami serpulidních
červů a mechovek, častí jsou i mlži (pectenidní
formy – hřebenatky), plži a ostnokožci.
Pravidelně se objevují ostrakodi, zuby a šupiny
ryb.
V minulosti byly ruduchové vápence
považovány za sedimenty transgresní i
regresní, vznikající v subtropickém klimatu a
mělkovodních podmínkách, což bylo často v
rozporu s interpretacemi okolních pelitů
(spodní sublitorál až svrchní batyál). Novější
výzkumy spodního badenu ukázaly odlišnou
interpretaci ruduchových vápenců karpatské
předhlubně na Moravě. V ruduchových
vápencích jsou přítomné facie spojované v
recentu s tvorbou „chladnovodních“
(=netropických) karbonátů ve Středozemním
moři. Tvoří se v subtropickém až teplejším
mírném prostředí. Některé facie a jevy ukazují
na hloubky vyšší než 90 m. Ruduchové
vápence se vyskytují v pelitech pouze do
paleohloubek 250 m, ve vápnitých jílech z
větších hloubek zcela chybějí.
Použitá literatura :
DOLÁKOVÁ, N. - BRZOBOHATÝ, R. HLADILOVÁ,
Š. - NEHYBA, S.
(2005): Ruduchové vápence spodního
badenu karpatské předhlubně na
Obr. 38. Hřebenatkový útes u Rousínova
Odlehčený zbytek platformy
poklesává. Druhá fáze
spodnobadenské transgrese pelagické
sedimenty (tégly),
ruduchové vápence.
Obr. 39. Izolované skalky řasových vápenců s hojnými
mlži na lokalitě Hřebenatkový útes.
Obr. 40. Detail řasového vápence s měkkýši na lokalitě
Hřebenatkový útes.
Odlehčený zbytek platformy poklesává. Druhá fáze
spodnobadenské transgrese - pelagické sedimenty
(tégly), ruduchové vápence.
26
Moravě a jejich paleogeografické
svědectví. In 6. Paleontologický
seminář.Olomouc : Universita
Palackého, Olomouc, 2005. ISBN 80-
244-1111-3, s. 16-17. Olomouc.
CHLUPÁČ I, BRZOBOHATÝ R., KOVANDA J.,
STRÁNÍK Z. (2002): Geologická
minulost České republiky. – 436
pp., Academia. Praha.
Příloha 1. Výřez z geologické mapy 1: 200 000 (Buday et al. 1973) s vyznačenými polohami
popisovaných lokalit.
1. Brno – Červený kopec
2. Josefov
3. Brno – Lesní lom
4. Luleč
5. Opatovice u Vyškova
6. Skalice n. S.
7. Bačov
8. Olomučany – lom Hrubých
9. Rudka u Kunštátu
10. Nemojany
11. Rousínov – Hřebenatkový útes
Příloha 2. Ukázka makrofosilií z Lesního
lomu : A – pygidium proetidního trilobita,
hádsko-říčské váp.; B – brachiopodi, hádskoříčské
váp.; C – koloniální rugózní korál,
vilémovické vápence; D – solitérní rugózní
korál, vilémovické vápence.
A B
C D
Příloha 3. Složení psefitických klastů ve slepencích myslejovického souvrství. Upraveno podle
Štelcla (1960).
Příloha 5. Geologický řez navštívenou oblastí boskovické brázdy, pozice popsaných lokalit označena
šipkami ( řez 2 - 2´ z přílohy. 4, ze západní strany zkráceno). Převzato z Peška et al. (2001). Legenda
viz příloha 4.
Příloha 4. Litofacie letovické deprese. Červenou linií znázorněn řez na příloze 5. Převzato z Peška et al.
(2001).
A B
C
D
E
Příloha 6. Ukázky fosilií z lokality Bačov: A – větévka
jehličnaté walchie; B – trup a ocas paprskoploutvé ryby;
C - Zadní končetiny a ocas krytolebce; D – krytolebec
rodu Discosauriscus; E – větévky kapraďosemenné
rostliny a jehličnanů (dole typický rod Walchia) .
A
B C
D
Příloha 7. Ukázky fosilií z platformního pokryvu
Českého masivu z okolí Brna : A, B – svrchnojurští
amoniti z lokality Olomučany – lom Hrubých; C –
žraločí zub z lokality Olomučany – lom Hrubých; D –
svrchnokřídový mlž rodu Inoceramus z lokality Rudka
u Kunštátu.