ResiBil – Bilance vodních zdrojů ve východní části česko-saského

pohraničí a hodnocení možnosti jejich dlouhodobého užívání

Štěpánka Mrázová, Pavla Tomanová Petrová a Ottomar Krentz (eds)

 

ResiBil – Bilance vodních zdrojů ve východní části česko-saského

pohraničí a hodnocení možnosti jejich dlouhodobého užívání

Š. Mrázová, P. Tomanová Petrová a O. Krentz (eds)

2020

O. Krentz, B. Mlčoch, Š. Mrázová, R. Nádaskay,

A. Rommel, T. Sidorinová, Z. Skácelová,

P. Tomanová Petrová, J. Valečka, T. Voigt

© Česká geologická služba

ISBN 978-80-7075-971-4

Fotografie na obálce: Pohled do údolí Labe

(foto K. Motyčková a J. Šír, 2013)

Fotografie na frontispisu: Panorama Lužických hor

(foto Š. Mrázová, 2019)

Projekt ResiBil byl financován z Evropského fondu pro regionální rozvoj,

z Programu spolupráce Česká republika – Svobodný stát Sasko 2014–2020,

registrovaný pod číslem 100267011.

Na řešení geologických, hydrogeologických a vodohospodářských podkladů

se jako hlavní partner podílela německá strana, zastoupená Saským zemským

úřadem pro životní prostředí, zemědělství a geologii (LfULG) a na české straně

projektoví partneři Česká geologická služba (ČGS) a Výzkumný ústav

vodohospodářský T. G. Masaryka, v.v.i. (VUV TGM, v. v. i.).

(Š. Mrázová) ............................................................... 7

(Š. Mrázová, R. Nádaskay, T. Sidorinová,

Z. Skácelová, P. Tomanová Petrová) ............................................... 10

Geologická mapa ............................................................... 10

Geologická přehledná mapa ..................................................... 10

Geologický profil ............................................................... 11

Geofyzika ...................................................................... 11

Vrty ........................................................................... 13

3D modelování ................................................................. 17

Paleontologie .................................................................. 19

Horninový výbrus ............................................................... 21

Průsvitné těžké minerály ........................................................ 21

(R. Nádaskay, T. Voigt) ..................................... 24

(O. Krentz, B. Mlčoch, Š. Mrázová, R. Nádaskay, J. Valečka) ......... 26

Neoproterozoikum–paleozoikum ................................................ 26

Mladší paleozoikum............................................................. 27

Mezozoikum ................................................................... 27

Terciér–kvartér ................................................................. 30

(J. Jelínek, O. Krentz, B. Mlčoch, R. Nádaskay, J. Valečka) ................. 32

................................................... 39

1. Lužický masiv (Š. Mrázová) .................................................... 39

2. Krušnohorské krystalinikum (B. Mlčoch) ....................................... 40

3. Krkonošsko-jizerské krystalinikum, ještědská skupina

(B. Mlčoch, P. Tomanová Petrová).............................................. 41

4. Labské břidličné pohoří (O. Krentz, B. Mlčoch, A. Rommel) ...................... 42

5. Karbon–perm (R. Nádaskay) ................................................... 44

6. Jura (P. Tomanová Petrová, J. Valečka) .......................................... 44

7. Křída (R. Nádaskay, J. Valečka, T. Voigt) ......................................... 47

8. Oherský rift – neovulkanity (Š. Mrázová) ........................................ 54

9. Terciér a kvartér (O. Krentz, P. Tomanová Petrová) ............................... 57

(Š. Mrázová, R. Nádaskay,

A. Rommel, Z. Skácelová, P. Tomanová Petrová, J. Valečka).......................... 59

1. Belveder (Labská Stráň) ...................................................... 59

2. Údolí Labe .................................................................. 61

3. Lipová – lomy pod Ječným vrchem ............................................ 64

4. Kunratice, Zelený kříž, Žulovec ............................................... 65

5. Zlatý vrch ................................................................... 66

6. Doubice – Vápenka .......................................................... 69

7. Sloup, okolí Cvikova ......................................................... 70

8. Tolštejn .................................................................... 75

9. Großer Stein (Velký kámen), též Goethekopf (Goethova hlava) ................... 75

10. Große und Kleine Orgel (Velké a Malé varhany) ................................ 76

11. Jánské kameny (Johannisstein) ............................................... 78

12. Kelchsteine (Skalní hřiby) .................................................... 79

13. Muschelsaal (Mušlový sál) ................................................... 79

14. Felsentor (Skalní brána) ...................................................... 81

15. Okolí Jítravy ................................................................. 81

16. Kryštofovo Údolí ............................................................ 83

(P. Eckhardt, Z. Hrkal, D. Rozman)................ 85

Vymezení pilotních lokalit a modelových území ................................... 85

Vymezení kolektorů a izolátorů .................................................. 86

Hydraulické charakteristiky ...................................................... 86

Využívání vodních zdrojů ........................................................ 87

Modely proudění podzemní vody ................................................ 88

.................................................................. 89

(P. Tomanová Petrová) ........................................... 94

GEOLOGIE ČESKO-SASKÉ KŘÍDOVÉ PÁNVE MEZI KRUŠNÝMI HORAMI A JEŠTĚDEM

ResiBil je mezinárodní projekt podporovaný Evropským fondem pro regionální rozvoj

z Programu podpory přeshraniční spolupráce Česká republika – Svobodný stát Sasko

2014–2020, registrovaný pod číslem 100267011. Projekt probíhal v letech 2016–2020.

Na řešení geologických, hydrogeologických a vodohospodářských podkladů se jako hlavní

partner podílela německá strana, zastoupená Saským zemským úřadem pro životní pro-

středí, zemědělství a geologii (LfULG), a na české straně projektoví partneři reprezen-

tovaní Českou geologickou službou (ČGS) a Výzkumným ústavem vodohospodářským

T. G. Masaryka, v.v.i. (VÚV TGM, v.v.i.).

Obr. 1-1: Polygon

celého území projektu

s vyznačenými

původními

a rozšířenými

pilotními oblastmi

pro hydrogeologický

model.

GEOLOGIE ČESKO-SASKÉ KŘÍDOVÉ PÁNVE MEZI KRUŠNÝMI HORAMI A JEŠTĚDEM

Projekt byl zaměřený na společnou ochranu podzemních vodních zdrojů v česko-saské

příhraniční oblasti na základě využití moderních modelových prostředků. Rozloha celého

zájmového území dosahuje 1 888 km

2

, ve kterém byly vymezeny tři pilotní oblasti: Děčínský

Sněžník, Hřensko-Křinice/Kirnitzsch a Lückendorf. Původně plánované rozsahy pilotních

oblastí při předložení projektu byly menší (černé linie), avšak z důvodu vytvoření rozsáhlej-

šího hydrogeologického modelu byly oblasti rozšířené na větší území (plochy s červenou,

modrou a žlutou šrafou), jak znázorňuje obr. 1-1.

Pilotní oblasti Děčínského Sněžníku a Hřensko-Křinice/Kirnitzsch tvoří křídové sedi-

menty, převážně různé typy pískovců, v menším zastoupení slínovce s polohami vápenců

a vápnitých prachovců. Oblast Lückendorfu zaujímá část území podél lužického zlomu (po-

ruchy), který odděluje křídové sedimentární horniny od paleozoických magmatických hornin

lužického masivu a permokarbonských sedimentů.

Obr. 1-2: Náhled

Geologické mapy

sasko-české křídové

pánve. Geologická

mapa 1 : 100 000 je

vložena na poslední

straně obalu publikace.

1

|

ÚVOD

Cílem tohoto projektu bylo provedení bilance a zhodnocení možnosti dlouhodobého

užívání zdrojů podzemních vod a udržitelného hospodaření s nimi v závislosti na očeká-

vaných dopadech vlivu klimatických změn. Z provedených studií a modelů vyplynulo, že

důvodem změn vodního režimu a vodní bilance v krajině jsou jak klimatické vlivy (roky

chudé na srážky), tak i antropogenní vlivy (zvýšené odběry podzemních vod). V rámci pro-

jektu bylo hodnocení rozšířeno na větší pilotní oblasti a byl rovněž posuzován vliv vodního

režimu půd na akumulaci podzemních vod. Na základě dosavadních zkušeností a poznatků

získaných při výzkumu klimatických změn a jejich dopadu na životní prostředí je možné

dlouhodobě počítat s poklesem tvorby nové podzemní vody. Analýza a hodnocení stability

vodních zdrojů a ekosystému vůči změnám klimatu a povětrnostních podmínek probíhaly

ve třech výše uvedených pilotních příhraničních oblastech (obr. 1-1).

Prostřednictvím projektu byl vytvořen systém navazujících modelů, který přispěje k efek-

tivnímu využívání podzemních vod a k zodpovězení společných otázek v oblasti odhadů

zásob, vodohospodářského plánování a institucionální spolupráce.

Cílem prací bylo rovněž sestavit ve spolupráci s německými kolegy společnou geologic-

kou mapu zahrnující jak českou, tak saskou část zájmové oblasti (obr. 1-2). Práce poskytly

nová data a informace z regionální geologie, petrografie i tektoniky. Tyto základní geologické

práce slouží jako podklad pro další navazující obory, kterými jsou geofyzika, hydrogeologie,

hydrologie atd. Součástí předkládané publikace je také krátký přehled významných a zají-

mavých geologických lokalit nejen z pohledu odborného, ale také turistického.

Geologická mapa zájmového území projektu ResiBil byla sestavena v měřítku 1 : 100 000

(obr. 1-2). Zahrnuje především sedimenty a vulkanity česko-saské křídové pánve, které se

rozkládají j. od lužického zlomu, mezi Krušnými horami a Ještědským hřbetem.

Důležitým požadavkem na mapu byla společná korelace geologických jednotek přechá-

zejících přes státní hranice zaměřená zvláště na křídové sedimenty a tektonické struktury.

Dále byly použity výsledky dřívějších projektů GRACE (Kalinová et al. 2014a, b) a Rebilance

zásob podzemních vod

V severovýchodní části

projektové oblasti, v Lužických horách, byla provedena četná geofyzikální měření (seizmická,

geoelektrická).

V zájmové oblasti probíhá křížení dvou významných strukturních lineamentů, labské

zóny a oherského riftu.

V severní části mapy se nachází prevariské granitoidy lužického masivu. Jižně od lužického

zlomu je oblast vyplněna křídovými sedimenty, které dosahují mocnosti až 1 000 m. Pokřídové

sedimenty se vyskytují ve větších mocnostech pouze v žitavské, resp. hrádecké pánvi.

Křídové sedimenty, zejména pískovce, jílovce, konglomeráty a vápence, jsou stáří ceno-

man až santon. Jurské sedimenty se vyskytují jako tektonické relikty podél lužického zlomu.

Spodnopaleozoické břidlice labského břidličného pohoří a proterozoické ruly Krušných hor

vystupují v z. části mapy.

Od oligocénu, během formování oherského riftu, se projevuje bazaltová vulkanická ak-

tivita, následovaná mladšími fonolity. Ve stejném období, v průběhu vývoje oherského riftu,

vzniklo také několik ekonomicky významných sedimentárních pánví, např. pánve u Hrádku

nad Nisou, Žitavy a Turowa, které jsou či byly spojeny s těžbou hnědého uhlí.

Speciální mapa přehledně ukazuje předkřídové horninové podloží a nejdůležitější tekto-

nické poruchy. Nejvýznamnějšími geologickými jednotkami jsou proterozoické až spod-

nopaleozoické ruly krušnohorského krystalinika, granitoidy lužického masivu, paleozoické

břidlice labského břidličného pohoří a také spodnopermské sedimenty uložené v česko-

kamenické pánvi a s. od ní. Podrobněji se jednotlivým regionálním jednotkám věnuje

kapitola 6.

Hlavní tektonické poruchy jsou rozdělené na období předkřídové až pokřídové. Nej-

důležitější předkřídové zlomy v zájmové oblasti jsou středosaský, západolužický a lužický

zlom, které jsou orientovány sz.–jv. směrem v labské zóně. Mezi pokřídové zlomy, které jsou

orientované směrem SV–JZ, patří krušnohorský zlom, děčínsko-doubické zlomové pásmo

a strážský zlom. Více informací uvádí kapitola 5.

2

|

METODIKA A VÝSLEDKY TERÉNNÍCH PRACÍ

Geologický profil (obr. 2-1) vedený od SZ k JV znázorňuje komplikovanou tektonickou situaci

v zájmové oblasti. Ukazuje tektonickou hranici oherského riftu od lužického zlomu na sz.

po strážský zlom na jv. s poklesy okolo 600 m. Mocnost křídových sedimentů se pohybuje

v intervalu 300–600 m na JV, avšak v centrální části oblasti, na křížení labské zóny a oherského

riftu na SZ, dosahuje až 1 000 m. Spodnopermské sedimenty se nachází v podloží křídy.

Geofyzikální průzkum patří k prvořadým metodám geologického výzkumu. Umožňuje na-

lézt, ověřit a upřesnit tektonické struktury (zlomy, přesmyky, násuny) pomocí geofyzikál-

ních metod jako jsou tíhová měření, seizmický a geoelektrický průzkum a elektromagnetické

metody. Na základě změn fyzikálních vlastností hornin lze identifikovat např. zlomy jako

li neární zóny do hloubky se sníženým zdánlivým odporem, sníženými rychlostmi seizmic-

kých vln a snížením hustoty horninového prostředí.

Úkolem geofyzikálních měření bylo přispět k sestavení koncepčního geologického mo-

delu a v detailním měřítku určit hloubku a charakter litologických rozhraní a zlomů.

Pro regionální popis geologické stavby byla využita podrobná tíhová měření (gravi-

metrie). Z existujících více než 400 000 tíhových dat (hustota bodů byla 2–4 body na km

2

)

na území České republiky a Saska byla sestavena gravimetrická mapa úplných Bouguerových

anomálií pro celou studovanou oblast (obr. 2-2). Mapa přinesla informace o hustotách hor-

ninového prostředí do velkých hloubek (desítky km). Zobrazené hodnoty tíhového zrych-

lení odpovídají hustotám hornin ve vertikálním směru. Korelace mapy tíhových anomálií

a sjednocené geologické mapy umožnila definovat hranice granitových těles, rozsah depresí

a elevací v podloží křídových sedimentů, významná vulkanická centra a nalézt pravděpo-

dobné kontakty regionálních geologických jednotek. V tíhové mapě bylo možné vyznačit

také tektonické linie a spolu s výsledky podrobného geologického mapování definovat jejich

charakter (zlom, přesmyk).

Detailní geofyzikální průzkum byl uskutečněn na vybraných lokalitách, které předsta-

vovaly významnou hydrogeologickou strukturu nebo měly potvrdit geologický předpoklad

o průběhu zlomu/přesmyku. Základními metodami byly geoelektrické a seizmické metody

doplněné elektromagnetickou metodou VDV (velmi dlouhých vln) a detailní gravimetrií.

Obr. 2-1: Geologický

profil ilustrující

podpovrchovou

tektonickou stavbu

zájmové oblasti.

GEOLOGIE ČESKO-SASKÉ KŘÍDOVÉ PÁNVE MEZI KRUŠNÝMI HORAMI A JEŠTĚDEM

Měření byla realizována na liniích (profilech) orientovaných tak, aby byl co nejlépe zachycen

fyzikální projev předpokládané struktury. Z geoelektrických metod byly využity metody od-

porového profilování (DOP) a sondování (VES), které stanovily zdánlivý měrný odpor hor-

ninového prostředí v horizontálním i vertikálním směru. Pro hloubkový dosah do 50 m byla

využita metoda elektrické tomografie (ERT), která kombinuje profilování a sondování pro

společné měření (obr. 2-3). Měřenou veličinou byl zdánlivý měrný odpor, který je charak-

teristický pro jednotlivé typy hornin a jejich nasycenost vodou. Výsledkem geoelektrických

měření byly křivky a řezy měrného odporu, které velmi dobře indikovaly přesnou pozici

litologických rozhraní a zlomů (obr. 2-3).

V rámci seizmického měření byla aplikována pro menší hloubkový dosah refrakční

seizmika (metoda lomených vln) a pro větší hloubkový dosah reflexní seizmika (metoda

odražených vln). Refrakční seimická metoda registruje příchod lomené vlny, které se šíří

podél jednotlivých rychlostních rozhraní a informuje nás o rychlosti šíření seizmické vlny.

Obr. 2-2: Mapa

úplných Bouguerových

anomálií pro zájmovou

oblast.

2

|

METODIKA A VÝSLEDKY TERÉNNÍCH PRACÍ

Výsledkem měření jsou hloubkové řezy s hodnotou rychlosti seizmických vln v hornino-

vém prostředí, které jsou charakteristické pro jednotlivé litologické typy a stupeň porušení.

Reflexní seizmika registruje příchod odražené vlny od jednotlivých subhorizontálních roz-

hraní (litologická, zlomy, pukliny apod.), která vytvářejí pro seizmickou energii odraznou

plochu (tzv. reflexní rozhraní). Hloubkový dosah metody je závislý na síle použitého zdroje

seizmické energie (kladivo, závaží, vibroseis – obr. 2-4). Výsledné hloubkové seizmické

řezy, lokalizované v okolí Lückendorfu (obr. 2-5a), zobrazují pozici jednotlivých rozhraní

(obr. 2-5b). Například na obr. 2-5b je v profilu Resibil 1 možné vidět lužický zlom se skokem asi

200 m, stejně jako bázi křídových a třetihorních sedimentů v hloubce mezi 0 a 250 m.

Elektromagnetická metoda VDV využila pro vyhledání porušených zón šíření velmi

dlouhých vln vysílaných ze stanic pro navigaci ponorek. Detailní gravimetrie v kombi-

naci s reflexní seizmikou upřesnila interpretaci hloubkových řezů a pomohla při lokalizaci

zlomů.

Obr. 2-3: Metoda

ERT – řez zdánlivých

měrných odporů,

lokalita Dolní Sedlo.

Profil DS7 podél

lužické poruchy.

Nalezené zlomy

(červeně) přerušují

její průběh.

Obr. 2-4: Zdroj

pro měření reflexní

seizmiky. Foto:

Z. Skácelová, 2016.

GEOLOGIE ČESKO-SASKÉ KŘÍDOVÉ PÁNVE MEZI KRUŠNÝMI HORAMI A JEŠTĚDEM

Obr. 2-5a): Pozice měřených geofyzikálních profilů v okolí Lückendorfu (modrá linie – pozice seizmických profilů, červené linie – pozice ERT

profilů).

V rámci realizace projektu ResiBil byly odvrtány dva průzkumné geologické jádrové vrty:

vrt 4650_Y Jedlová a vrt 6412_L Lesné. Práce zahrnovaly vrtné práce (obr. 2-6), geologickou

dokumentaci (obr. 2-7 a 2-8) a karotážní práce včetně testování sledovaných kolektorů. Vrt

4650_Y dosáhl hloubky 200,20 m, vrt 6412_L do hloubky 101,25 m.

Primárním cílem průzkumného geologického vrtu 4650_Y bylo ověření profilu napříč

teplickým a březenským souvrstvím (coniac), které v oblasti Lužických hor dosahuje celkové

mocnosti kolem 300 m. Průzkumný geologický vrt byl ukončený ve 200,20 m. Získání nových

informací o litofaciálním vývoji březenského souvrství a jeho mocnosti v zájmovém území

bylo významné i z hlediska posouzení kolektorských vlastností (pórozita, permeabilita) nej-

vyššího křídového kolektoru D. Základní litostratigrafická rozhraní jsou uvedena v tab. 1.

Dále vrt přispěl k obohacení vrtné a karotážní prozkoumanosti projektové oblasti s poměrně

řídkým pokrytím hlubšími průzkumnými vrty.

Cílem průzkumného geologického vrtu 6412_L bylo ověření existence sekvence hornin

permokarbonu na lužickém zlomu, tektonické struktury 1. řádu, která odděluje kolektor-

2

|

METODIKA A VÝSLEDKY TERÉNNÍCH PRACÍ

Obr. 2-5b): Reflexní

seizmika – hloubkové

řezy reflexních

rozhraní.

GEOLOGIE ČESKO-SASKÉ KŘÍDOVÉ PÁNVE MEZI KRUŠNÝMI HORAMI A JEŠTĚDEM

0,0

5

navážka, hlína, písek hlinitý

kvartér

přípovrchová z.

5

40,90

pískovce jílovito-prachovité, vložky

pískovců křemenných, místy tenké

(cm–dm) polohy prachovců

svrch. křída –

březenské s.

kolektor D

40,90

50,50

prachovce písčité

svrch. křída –

březenské s.

izolátor

50,50

185,90

pískovce, střídaní jílovito-

-prachovitých a křemenných, místy

tenké (cm–dm) polohy prachovců

svrch. křída –

březenské s.

kolektor D

185,90

200,20

prachovce písčité, střídání

s polohami pískovců jílovito-

-prachovitých a vápnitých

svrch. křída –

březenské s.

izolátor

Tabulka 1: Základní

litostratigrafická

rozhraní průzkumného

vrtu 4650_Y.

0,0

0,35

hlína jílovito-písčitá

kvartér

přípovrchová z.

0,35

55,58

střídání poloh pískovců a jílovců/

prachovců, podřízeně i slepenců;

celý úsek silně tektonizovaný

perm – vrchlabské s.

izolátor

55,58

101,25

pískovce, střídání jílovito-prachovitých

a křemenných, místy tenké (cm–dm)

polohy prachovců a jílovců

svrch. křída –

březenské s.

kolektor D

Tabulka 2: Základní

litostratigrafická

rozhraní průzkumného

vrtu 6412_L.

Obr. 2-6: Vrtná souprava. Foto: Š. Mrázová, 2018.

Obr. 2-7: Geologická dokumentace odvrtaného

horninového materiálu. Foto: P. Rambousek, 2018.

2

|

METODIKA A VÝSLEDKY TERÉNNÍCH PRACÍ

ské horniny svrchní křídy české křídové pánve od granitoidů lužického masivu. Geologický

vrt byl ukončený v hloubce 101,25 m. Hlavním přínosem vrtu bylo získání nových cenných

dat o geologické stavbě lužického zlomu. Základní litostratigrafická rozhraní jsou uvedena

v tab. 2. Významným zjištěním je přítomnost tektonicky deformovaného permu nasunutého

spolu s lužickým granitem na sedimenty svrchní křídy. Složitý charakter průběhu lužického

zlomu v projektové oblasti jakožto důsledek vícefázového vývoje je dokumentován Coubalem

et al. (2014, 2015).

Data získaná z obou vrtů posloužila v projektu jako podklady pro aktualizaci 3D geolo-

gického modelu. Odvrtaný horninový materiál je uložený v archivu České geologické služby

v Lužné u Rakovníka a je k dispozici všem zájemcům o jeho studium.

Karotáž je označení pro geofyzikální metody, které jsou realizovány ve vrtu. Uplatňuje

stejné principy jako jednotlivé geofyzikální metody. Standardní karotáž využívá geoelektrické

metody (odporová karotáž, indukční karotáž) a metody jaderné geofyziky (gama karotáž,

hustotní karotáž, neutron-neutron karotáž). Mezi karotážní metody patří také zjištění hyd-

rodynamických poměrů, technického stavu a prostorového průběhu vrtu (kavernometrie,

inklinometrie).

Pro sestavení prostorového koncepčního geologického modelu byly využity softwary pro 3D

modelování (Surfer, Gocad, MOVE), viz obr. 2-9. Z vrtů a geofyziky byla definována hloubka

okolo 1 000 m a průběh jednotlivých rozhraní mezi stratigrafickými nebo litologickými vrst-

Obr. 2-8: Vrtné jádro

z vrtu 4650_Y Jedlová.

Foto: Š. Mrázová, 2018.

GEOLOGIE ČESKO-SASKÉ KŘÍDOVÉ PÁNVE MEZI KRUŠNÝMI HORAMI A JEŠTĚDEM

Obr. 2-9: 3D koncepční

geologický model

zájmové oblasti.

2

|

METODIKA A VÝSLEDKY TERÉNNÍCH PRACÍ

vami. Vrstvy vycházející na povrch byly doplněny daty současného reliéfu podle sestavené

sjednocené geologické mapy. Do modelu byly zadány ve zjednodušeném plánu hlavní

zlomy. Výsledný model byl jedním ze vstupních parametrů pro následné hydrogeologické

modelování proudění podzemních vod ve studované oblasti.

3D model byl vytvořen z celkového počtu 1 285 300 dat, z toho bylo použito 64 800

údajů z vrtné databáze a 650 údajů z geofyzikální databáze ČGS. Každá vrstva modelu ob-

sahuje také data současných výchozů na povrchu, získaných ze sestavené společné geolo-

gické mapy. Nejhlouběji uložená vrstva je podloží křídových sedimentů, která představuje

povrch metamorfovaných hornin krystalinika, granitoidů lužického masivu a sedimentů

mladšího pa leozoika (obr. 2-9a). V modelu je vidět tektonické vymezení rozsahu křídové

deprese na saské i české straně, průběh a charakter lužické poruchy a hlavní zlomy ome-

zující českou křídovou pánev. V této depresi jsou uloženy křídové sedimenty, ve kterých

v rámci hydrogeologických struktur byl modelován sled vrstev představující významné ko-

lektory (písčité sedimenty) a izolátory (jílovité sedimenty). Nejhlouběji uložený je kolektor

A tvořený sedimenty cenomanského stáří (obr. 2-9b). Mezi cenomanem a nad ním ulože-

ným kolektorem existuje na většině území izolátor s malou mocností (první metry). Další

modelovaná vrstva představuje spojený kolektor BC (obr. 2-9c), který nabývá mocností až

několik stovek metrů a je nejvýznamnější pro akumulaci podzemních vod v české křídové

pánvi. Poslední vrstvou v 3D modelu je současný reliéf (obr. 2-9d), který zahrnuje poslední

křídový kolektor D, neogénní vulkanické horniny a kenozoické sedimenty. 3D model uka-

zuje vliv tektonických poruch na vývoj křídové pánve v jednotlivých geologických obdo-

bích. Nejvýznamnější je lužický zlom, který reprezentuje nejstarší zlomovou zónu, která byla

aktivní před, v průběhu i po ukončení křídové sedimentace. Dalšími významnými tektonickými

strukturami jsou zlomy ve směru SV–JZ (oherské), které vymezují jednotlivé dílčí deprese

(krušnohorský zlom, děčínsko-doubické zlomové pásmo, strážský zlom, velenický zlom

a svojkovský zlom).

Více informací uvádí kapitola 4.

Paleontologie je nauka, která se zabývá studiem zbytků organismů z minulých geologických

dob a vším, co souvisí s projevy života. Základem studia jsou fosilie neboli zkameněliny.

Paleontologie se pohybuje na rozhraní geologie a biologie, zabývá se rovněž otázkami vývoje

jedinců od narození do smrti (ontogeneze) i vývoje druhů, rodů a vyšších systematických

skupin během vývoje Země (fylogeneze), ekologií v minulosti (paleoekologie), rozšířením

organismů v biosféře v minulosti (paleogeografie) apod. Poznatky slouží pro zařazení fosilií

do paleontologického systému. Významnou částí studia jsou procesy fosilizace (jak fosi-

lie vznikly a zachovaly se). Pro určení stáří hornin je velmi významná biostratigrafie, která

umožňuje datovat stáří geologických procesů a určovat jejich posloupnost – pro tento obor

je paleontologie rozhodující.

Biostratigrafie je klíčový obor pro určení stáří vzniku sedimentů, z nichž se za tímto

účelem separují a určují fosilie. V zájmové oblasti se jedná o sedimenty svrchního paleozoika

(karbon–perm), mezozoika (jura a svrchní křída) a kenozoika (terciér a kvartér). Např. pro

sedimenty svrchního paleozoika jsou stratigraficky významné rostlinné zbytky (listy), méně

ryby (v jezerních sedimentech), pro sedimenty jury amoniti a nanoplankton (především

GEOLOGIE ČESKO-SASKÉ KŘÍDOVÉ PÁNVE MEZI KRUŠNÝMI HORAMI A JEŠTĚDEM

Obr. 2-10: Výběr inoceramidních mlžů coniackého stáří, sesbíraných S. Čechem (in Nádaskay et al. 2019). Měřítko = 10 mm.

Obr. 2-11: Mikroskopický snímek tzv. vápnitých nanofosilií, v tomto případě coniackého stáří, určených L. Švábenickou (in Nádaskay et al.

2019). Měřítko = 5μm.

2

|

METODIKA A VÝSLEDKY TERÉNNÍCH PRACÍ

kokolitky – mikroskopické vápnité destičky řas, pro sedimenty křídy amoniti, mlži (zejména

rod

viz obr. 2-10), ježovky a mikroskopické foraminifery a nanoplankton (obr.

2-11) (Chlupáč 2011). Pro terestrické sedimenty terciéru jsou důležité kosti obojživelníků

a ryb, hmyz, zbytky rostlin a mikroskopické schránky rozsivek.

Jednou ze základních metod při určení a pojmenování hornin (magmatických, sedimentár-

ních i metamorfních) je jejich zkoumání v optickém polarizačním mikroskopu. Pozorování

a mikroskopický popis hornin se provádí pomocí zhotovení horninového výbrusu (obr. 2-12).

Výbrus je tenký plátek horniny, tloušťky 0,03 mm, přilepený na podložní sklíčko a přikrytý

krycím sklíčkem. Většina horninotvorných minerálů v procházejícím polarizovaném světle

propouští světlo a podle svých specifických barev je lze určit (obr. 2-13a, b). Mikroskopický

výzkum výbrusů hornin umožňuje zjistit jejich přesné nerostné složení, jejich strukturu

a texturu, petrografické označení horniny a genetické otázky vzniku horniny.

Jako těžké minerály se označují minerály, jejichž hustota je větší než 2,9 g . cm

–3

. Jsou ob-

saženy ve všech typech hornin, až na výjimky ve velmi malé míře, proto jsou též pojmeno-

vány jako akcesorické minerály. Jejich asociace v sedimentárních horninách pomáhá při

Obr. 2-12: Horninový

výbrus amfibol-bioti-

tického granodioritu.

GEOLOGIE ČESKO-SASKÉ KŘÍDOVÉ PÁNVE MEZI KRUŠNÝMI HORAMI A JEŠTĚDEM

určování stratigrafických vrstev, zvláště v terénech, kde je nedostatek fosilií. Významně

přispívají též k výzkumu zdrojových oblastí sedimentů. Základní laboratorní metodou

je užití optického mikroskopu, proto se takto nejlépe určují průsvitné těžké minerály.

Nejběžnějšími těžkými minerály jsou např. granáty, amfiboly, pyroxeny, turmalíny, apatit,

kyanit, rutil, zirkon (obr. 2-14) a monazity (obr. 2-15). Těžké minerály se od lehkých (křemen,

živce, slídy), kterých je v hornině většina, oddělují pomocí tzv. těžké kapaliny (o hustotě

2,95 g . cm

–3

).

Obr. 2-13:

Mikrofotografie

a) magmatické horniny

(amfibol-biotitický

granodiorit). Foto:

Š. Mrázová, 2019.

b) sedimentární

horniny (pískovec).

Foto: H. Gilíková, 2011.

Obr. 2-14: Nejběžnější

těžké minerály hornin

svrchní křídy, lokalita

Studený potok,

perucko-korycanské

souvrství (cenoman).

Foto: T. Sidorinová,

2018.

2

|

METODIKA A VÝSLEDKY TERÉNNÍCH PRACÍ

Pro projekt ResiBil byly na analýzu těžkých minerálů odebírány sedimenty pískovco-

vých souvrství (jura, křída). Vzorky o váze cca 5–10 kg byly zpracovány v laboratořích České

geologické služby (ČGS) na Barrandově, kde byly podrceny, odkaleny a nakoncentrovány.

Koncentrát byl zvážen, vysušen a následně separován v těžké kapalině (tetrabromethan).

Vzhledem k možnostem optického mikroskopu bylo zařazení některých minerálů provedeno

pouze do mineralogických skupin (amfiboly, pyroxeny, granáty, skupina epidotu, sekundární

minerály Fe). Magnetické minerály byly odděleny permanentním magnetem. Zastoupení

jednotlivých těžkých minerálů (skupin) v každém vzorku bylo přepočteno na 100 %.

Obr. 2-15: Vybrané

těžké minerály –

monazity ze sedimentů

j. od lužického zlomu,

teplické souvrství

(turon/coniac). Foto:

T. Sidorinová, 2018.

Stratigrafické schéma (obr. 3-1) představuje zjednodušený přehled horninových celků za-

stoupených v projektové oblasti podle jejich stáří stratigraficky od nejstarších po nejmladší.

K nejstarším horninovým celkům v projektové oblasti patří magmatické (vyvřelé) a meta-

morfované horniny, tvořící tzv. krystalinikum. Na něm byly ukládány sedimentární horniny

paleozoika, mezozoika a kenozoika. Krystalinické podloží tvoří prekambrické lužické droby,

svrchnoproterozoické až spodnopaleozoické krušnohorské krystalinikum, paleozoické krko-

nošsko-jizerské krystalinikum, ještědské krystalinikum a krystalinikum labského břidličného

pohoří. Část těchto krystalinik byla ve starším paleozoiku proniknuta různými plutonickými

(hlubinnými) magmatity (např. rumburským granitem). Krystalinické podloží je překryto

diskordantně uloženými sedimentárními a vulkanickými horninami karbonského a perm-

ského stáří, které tvoří výplň českokamenické pánve. Mezi permem a jurou je přítomen hiát

cca 130 mil. let, kde část sedimentárního záznamu chybí. Sedimenty z těchto období byly

patrně erodovány a přepracovány do mladších sedimentárních formací. Podobný hiát

je i mezi jurou a svrchní křídou – cca 50 mil. let. Jurské horniny jsou zachovány pouze

v málo rozsáhlých reliktech na lužickém zlomu. Uloženiny svrchní křídy mají v projektové

oblasti složitější faciální vývoj – jsou tedy rozděleny do 3 oblastí s mírně odlišnou stratigrafií

(sledem souvrství). Stratigrafická korelace svrchnokřídových sedimentů je jedním z důleži-

tých výsledků projektu. Po uložení svrchní křídy následoval hiát cca 50 mil. let., po kterém

byly uloženy terciérní (paleogenní a neogenní) sedimenty a vulkanity a kvartér (pleistocén

a holocén).

3

|

STRATIGRAFICKÉ SCHÉMA

Obr. 3-1: Stratigrafické

schéma horninových

celků v zájmové oblasti

projektu ResiBil.

Projektová oblast má složitou geologickou historii. S využitím všech nových radiometrických

dat, paleontologických nálezů a strukturních dat získaných terénními pracemi lze v oblasti

rozlišit několik regionálních geologických jednotek (obr. 4-1). Geologický vývoj je zazname-

naný od neoproterozoických a paleozoických metamorfovaných a magmatických hornin přes

mezozoické sedimenty až po terciérní a kvartérní vulkanity a sedimenty.

Za nejstarší jsou považovány metamorfované sedimenty svrchnoproterozoického stáří

lužické skupiny, které byly kontaktně metamorfovány intruzemi granitoidů lužického masivu

svrchnoproterozoického až kambrického stáří (Białek et al. 2014; Zieger et al. 2018) v období

540–504 mil. let.

Další magmatickou aktivitu představují intruze rumburského granitu na rozhraní

kambrium/ordovik (500–490 mil. let). Následovaly četné žilné intruze kyselé, intermediální

i bazické (lamprofyry). Magmatity nebyly pozdější regionální metamorfní přeměnou ovliv-

něny. Pouze místy vykazují orientovanou strukturu následkem deformací.

Obr. 4-1: Schématické

znázornění regionálních

geologických jednotek

v podloží české křídové

pánve s vyznačením

linie geologického

řezu (1–2).

4

|

GEOLOGICKÝ VÝVOJ

Výchozí horniny (protolit) rul krušnohorského krystalinika, včetně v. části Krušných hor,

mohou být až svrchnoproterozoického stáří (cca 570 mil. let). Nejméně ve dvou orogenních

fázích, kadomské a variské, byly metamorfně a tektonicky přepracovány (teplota > 550 °C,

tlak > 5 až min. 25 kbar).

Pouze varisky metamorfované spodnopaleozoické sedimenty byly v závěru variské oro-

geneze přesunuty přes krušnohorské krystalinikum tzv. středosaským nasunutím. V tomto

případě se jednalo o horniny labského břidličného pohoří.

Na lužický masiv jsou tektonicky navázány též varisky metamorfované spodnopaleo-

zoické horniny krkonošsko-jizerského krystalinika. Obě tyto spodnopaleozoické jednotky

na sebe navazují v podloží křídy, příp. permokarbonu a jsou řazeny k lugiku (např. Mísař

1983; Cháb et al. 2008). Jako součást krkonošsko-jizerského krystalinika byla vyčleněna

ještědská skupina obsahující sekvenci, patrně v podobě příkrovu, slabě metamorfova-

ných hornin svrchnodevonského až spodnokarbonského stáří (jítravské vrstvy; Chlupáč

2002b).

Na oblast Krušných hor i labského břidličného pohoří jsou vázány četné intruze varis-

kých magmatických hornin. V zájmovém území se nachází pouze masivek markerbašského

granitu, který ovlivnil kontaktní metamorfózou okolní horniny.

Po skončení hlavní fáze variské orogeneze (mladší devon až starší karbon, cca 400–340 mil.

let (např. Franke 2006; Žák et al. 2014), nastal kolem cca 346–340 mil. let přechod z kolize,

tj. horotvorby, do režimu postupného rozpadu variského pohoří (např. Žák et al. 2005, 2012).

Změna tektonického režimu vedla ke kolapsu dříve zformované orogenní plošiny (např. Žák

et al. 2018) a ke vzniku a postupnému vyplňování tzv. vnitrohorských pánví (např. Opluštil

a Cleal 2007; Opluštil et al. 2016).

V projektovém území jsou postvariské vnitrohorské pánve zastoupeny českokamenic-

kou pánví. Tato pánev je součástí systému pánví orientovaných v.–z. směrem, probíhajících

od Plzně napříč středními Čechy až po Broumov, paralelně s předpokládanou hranicí mezi

saxothuringikem a tepelsko-barrandienskou oblastí. Pokud vycházíme z analogie se sou-

sedními pánvemi, mnichovohradišťskou a podkrkonošskou, v této době byla českokame-

nická pánev patrně polopříkopem s hlavním zlomem u s. okraje (srov. Martínek et al. 2006).

Uvedené pánve byly ve starším permu tektonicky deformovány pravostrannými směrnými

posuny na zlomech ve směru SZ–JV, jako je např. lužický zlom (Uličný et al. 2002). V důsledku

těchto pravostranných směrných posunů v oblasti lužického zlomu mohlo uvnitř lužického

masivu dojít k vytvoření lokálních permských pánví typu „pull apart“ (Jelínek, ústní sdělení),

které nemusely přímo navazovat na českokamenickou pánev. Do této tektonické fáze lze

zařadit vznik döhlenské pánve v Sasku a patrně i reliktů permu na lužickém zlomu.

Vývoj oblasti v mladším permu a triasu je nejasný. Ačkoliv v současnosti zde žádné sedi-

menty z tohoto období nejsou, nachází se ve značně redukované mocnosti a rozsahu ve

v. Čechách (např. Uličný 2004). Na základě nepřímých dat, např. datováním tektonické

GEOLOGIE ČESKO-SASKÉ KŘÍDOVÉ PÁNVE MEZI KRUŠNÝMI HORAMI A JEŠTĚDEM

aktivity metodou štěpných stop či datováním zirkonů

v pánvích sz. části Českého masivu (např. Danišík et al.

2010; Hofmann et al. 2018) se předpokládá, že oblast

dnešního lužického a krkonošsko-jizerského masivu

poklesávala již od období mladšího permu patrně až

do středního triasu a později také v období jury (mini-

málně od střední jury). Od konce střední jury do mladší

jury, v období cca 162–145 mil. let (Holcová a Holcová

2016) zde nejspíše vznikla rozsáhlá mořská pánev (obr.

4-2), což dokládá přítomnost vápenců v reliktech jur-

ských sedimentů u lužického zlomu (např. Eliáš 1981).

Tento zlom byl v průběhu druhohor pravděpodobně

několikrát reaktivován, což kromě poklesávání a za-

kládání nových pánví vedlo i k obdobím inverze a de-

strukce starších pánevních výplní. Za tato období lze

považovat střední trias až starší juru (cca 240–165 mil.

let), spodní křídu (cca 135 mil. let) a období přibližně

od campanu ve svrchní křídě (cca 77 mil. let). Důvodem

reaktivace lužického zlomu během střední jury až

spodní křídy byl přesun tektonického napětí do dnešní

střední Evropy z oblasti rozšiřujícího se riftu Severního Atlantiku, nad kterým postupně pře-

vládl efekt vzájemného přibližování Iberie, Afriky a Evropy (Kley a Voigt 2008). Paleogeografii

Českého masivu a jeho blízkého okolí v průběhu druhohor významně ovlivňovaly pohyby

hladiny světového oceánu. Ty se projevovaly pohyby břežní linie směrem do pevniny (trans-

grese), resp. do moře (regrese). V období druhohor byl následkem dlouhodobého zvětrávaní

a eroze předkřídový reliéf značně zarovnán.

Významná reaktivace zlomů v Českém masivu nastává počátkem svrchní křídy

(obr. 4-2). V kombinaci s globálním nárůstem hladiny světového oceánu na rozhraní spodní/

svrchní křídy se od středního cenomanu (cca 100 mil. let) ukládaly sedimenty říčních toků.

Ty začaly vyplňovat údolí předkřídového reliéfu a jejich okrajové části, která ústila do moře,

tj. estuárie (Uličný et al. 2009b). Ve svrchním cenomanu, v důsledku výraznějšího vzestupu

hladiny světového oceánu, došlo k zaplavení rozsáhlých ploch s. a v. části Českého masivu

mořem (událost je označovaná jako tzv. cenomanská transgrese; např. Klein et al. 1979)

a ke vzniku české křídové pánve. Současně vlivem tektonické aktivity docházelo k pokle-

sávání depocenter české křídové pánve situovaných podél vnitropánevních i okrajových

zlomů, jako je např. lužický zlom. Výsledkem všech těchto procesů bylo oddělení dílčích

sedimentárních pánví a jejich zdrojových oblastí (Uličný 2001). V rámci projektové oblasti

ResiBil takto došlo k vytvoření tzv. lužicko-jizerského depocentra, oblasti s nejvyšší mírou

poklesu (subsidence) v rámci v rámci celé pánve.

Z paleogeografického hlediska byla oblast v době mořské sedimentace (svrchní, příp.

střední cenoman) úzkým průlivem, který spojil tethydní a boreální oblasti (Klein et al. 1979).

Toto je paleontologicky doloženo nálezy smíšených boreálně-tethydních společenstev pylů

(Svobodová 1999) či průniky boreální fauny, např. belemnitů (Košták et al. 2004). Okolí české

křídové pánve tvořily na Z a JZ středoevropský ostrov a na V tzv. sudetské ostrovy (Skoček

a Valečka 1983). Zmíněné pevniny v období svrchní křídy částečně oddělovaly českou kří-

Obr. 4-2: Schéma

geologického vývoje

v projektové oblasti

v druhohorách

(juře a křídě).

4

|

GEOLOGICKÝ VÝVOJ

dovou pánev od okolních pánví, které patřily k Severnímu moři na SV, resp. k oceánu Tethys

(Ziegler 1990; Voigt et al. 2008). V sedimentárním záznamu evropských pánví, které jsou

začleněny do těchto mořských prostor stejně jako v české křídové pánvi, jsou čitelné hlavní

dlouhodobé trendy v relativních pohybech mořské hladiny a eustatické (globální) události.

Ty se projevovaly jako cenomanská transgrese, maximum mořské hladiny ve starším a mi-

nimum v mladším turonu (Voigt et al. 2008).

Významnou událostí pro celou pánev byla v období mezi svrchním cenomanem a spod-

ním turonem transgrese podmíněná globálním zdvihem mořské hladiny (Voigt et al. 2008),

při níž došlo k výrazným změnám v paleogeografii české křídové pánve. Projevila se ploš-

nou redukcí a zaplavením dosavadních snosových areálů a přemístěním zdrojových oblastí

úlomkovitého materiálu do větších vzdáleností a přerývce v sedimentaci (Čech a Valečka

1991). Po transgresi ve spodním turonu dominovalo na většině území pánve ukládání váp-

nitých jílovců, slínovců, méně i jílovitých vápenců a prachovců. Pouze v její s. a sz. části

(lužicko-jizerské depocentrum) docházelo k progradaci pískovcových těles, ukládaných

patrně v prostředí delt v ústí řek odvodňujících západosudetský ostrov (Uličný 2001). Tato

tektonicky aktivní elevace byla trvalým zdrojem hrubšího úlomkovitého materiálu po celou

dobu existence české křídové pánve (Tröger 1969; Valečka 1979).

Na počátku středního turonu se odehrála výrazná transgrese, která rozšířila dosah se-

dimentace jílovců a prachovců i do oblasti podél západosudetského ostrova. Později, v dů-

sledku pomalého poklesávání pánevního dna za stagnující hladiny a zvýšeného přínosu

úlomkovitého materiálu, docházelo zejména na SZ k výrazné progradaci písčitých těles

do centra pánve (Valečka 1989). Slabá tektonická aktivita a pomalé vytváření prostoru pro

ukládání přinášeného sedimentárního materiálu, jevy charakteristické pro spodní až střední

turon, nabývaly na intenzitě během svrchního turonu a spodního coniaku v důsledku výraz-

nějšího tektonického rozčlenění pánve. Tyto procesy byly kompenzovány zvýšeným příno-

sem materiálu z vyzvedávajícího se západosudetského ostrova (Uličný et al. 2009a).

Další významná transgrese se odehrála ve svrchním turonu, jak dokládá velmi

rychlý litologický přechod z pískovců jizerského souvrství do jemnozrnných uloženin

teplického souvrství (Čech a Valečka 1991; Čech 2011). Transgrese vyústila do plošné re-

dukce zdrojových oblastí (ostrovů) a výrazného omezení progradace pískovcových těles,

které měly nejmenší plošný rozsah za celou dobu existence české křídové pánve (Herčík

et al. 1999).

Příznačným rysem svrchního turonu byla intenzivnější vnitropánevní tektonika, která

vedla k prohloubení tzv. depocenter, tj. těch částí pánve, ve kterých byly ukládány největší

objemy úlomkovitého materiálu přinášeného z okolních pevnin. Tyto jevy přetrvávaly i dále

v průběhu coniaku i santonu, pro které je charakteristická převaha klastické sedimentace,

zejména méně zralých pískovců a výrazný vliv mořských proudů (Voigt et al. 2008) na pře-

pracování materiálu ukládaného v deltách. Jednou z charakteristických facií coniaku je tzv.

flyšoidní facie (Valečka a Rejchrt 1973), která lemuje deltové sedimenty a je interpretovaná

jako uloženiny gravitačních proudů (Uličný 2001). Hojný výskyt tohoto typu sedimentů do-

kládá zvýšenou tektonickou aktivitu (Nádaskay et al. 2019c) a s ní související intenzivnější

výzdvih západosudetského ostrova a jeho erozi. Zvýšená tektonická aktivita na lužickém

zlomu souvisí s celoevropskou změnou napěťového pole a deformací prealpinských terénů

ve střední a západní Evropě v důsledku nasouvání prvních příkrovů centrálních Západních

Karpat (Mortimore et al. 1998).

GEOLOGIE ČESKO-SASKÉ KŘÍDOVÉ PÁNVE MEZI KRUŠNÝMI HORAMI A JEŠTĚDEM

S výjimkou přerývky na hranici cenoman–turon probíhala sedimentace v české křídové

pánvi kontinuálně až do santonu. Její existence tedy trvala 11–12 mil. let (Voigt et al. 2008).

Radiometrické datování vulkanitů doprovázejících inverzi pánve na lužickém zlomu (nej-

starší proniky 77 mil. let, Pivec et al. 1998) připouští možné pokračování sedimentace nejdéle

do středního campanu. V důsledku pozdně křídové inverze a paleogenní komprese v před-

polí alpinského orogénu však došlo k erozi a ztrátě části sedimentárního záznamu (Coubal

1990). Svrchní část pánevní výplně, svrchnoturonského až santonského stáří, je zachována

zejména v tektonicky pokleslých krách uvnitř oherského riftu (např. v projektové oblasti).

Mocnost zachovalých uloženin české křídové pánve dosahuje v průměru 200–400 m (Herčík

et al. 1999). Maximálních mocností až 1 000–1 200 m nabývá výplň pánve podél tektonického

okraje v ssz. části (Valečka 1979). V průběhu pozdně křídové a terciérní inverze a výzdvihu

české křídové pánve došlo v její centrální části k erozi až o 500 m mladších členů výplně

(Uličný et al. 2003).

Po ukončení křídové sedimentace nastal tektonický rozpad výplně české křídové pánve, který

byl spojen se saxonskou tektogenezí na hranici mezi křídou a terciérem (např. Malkovský

1987). Při tzv. saxonském vrásnění došlo ke vzniku četných zlomů a reaktivaci lužického

přesmyku. Ve starším paleogénu, na silně zvětralém a denudovaném povrchu, se usadily nej-

prve lokálně pestré sedimenty říčního původu tvořené pískovci, podřízeně slepenci a jílovci.

Terciérní vulkanity (bazaltoidy, nefelinity, pyroklastika bazaltoidních hornin, fonolity

až trachyty) leží v nadloží paleogenních říčních sedimentů. Radiometrickým (Pfeiffer et al.

Obr. 4-3:

Vypreparované

sloupce čediče

na lokalitě Panská

skála u Kamenického

Šenova. Foto:

P. Tomanová Petrová,

2014.

4

|

GEOLOGICKÝ VÝVOJ

1984) a fytopaleontologickým datováním sedimentů z jejich podloží náleží produkty vul-

kanismu hlavně do svrchního oligocénu až spodního miocénu. Lokálně jsou prokládány

pestrými sedimenty, které vznikaly v malých, efemerních pánvích - jílovci, pískovci, často

s vulkanogenní příměsí, diatomity i uhelnými jílovci až uhlím. Proniky vulkanitů jsou vázány

na zlomy oherského riftu a jeho okolí a na zlomy u lužického zlomu (obr. 4-3).

Po teplém klimatu v terciéru následovalo začátkem kvartéru ochlazování, které vyústilo

v kontinentální pleistocenní zalednění, jež na území Šluknovska zanechalo relikty glaci-

genních (ledovcových) sedimentů. Kontinentální ledovec přímo ovlivnil svojí akumulační

činností a procesy spojenými s čelem ledovce převážně oblast s. od lužického zlomu (Šibrava

1967; Nývlt 1998). Povrch zájmové oblasti je nejčastěji pokryt sedimenty kvartéru zastoupe-

nými glacilakustrinními (ledovcovo-jezerními) sedimenty (jíly, varvy), eolickými sedimenty

(spraše a sprašové hlíny), splachovými a svahovými sedimenty (kamenité, hlinitokamenité

až hlinitopísčité sedimenty), v údolních tocích sedimenty říčních teras a nivními sedimenty

jako písek, štěrk a hlína. Etapovitým zahlubováním Labe do sedimentů svrchní křídy zastou-

pených převážně pískovci a místy i do jejich krystalinického podloží byl vytvořen během

spodního a středního pleistocénu hluboký kaňon (obr. 4-4).

Obr. 4-4: Hluboce

zařízlý kaňon Labe

v okolí Hřenska. Foto:

K. Motyčková a J. Šír,

2013.

Tektonika je vědní obor zabývající se studiem deformací zemské kůry. Pozornost je zaměřena

jak na křehké deformace (vznikající při nižších teplotách a tlacích), tak na křehce duktilní

až duktilní deformace (vznikající při vyšších teplotách a tlacích). V zájmové oblasti se vysky-

tují všechny typy struktur: jak křehké (zlomy, pukliny, puklinové zóny), tak křehce duktilní

(střižné zóny, vrásovo-zlomové příkrovy) i duktilní (vrásy, vrásové systémy). Zlomy poru-

šují masiv na jednotlivé bloky (kry). Podle pohybu na zlomu a pozice bloků vůči zlomovým

plochám rozeznáváme pokles, přesmyk a násun. Plastická deformace (vrásnění) na rozdíl

od křehké deformace způsobuje ohyb hornin v masivu a tvorbu tzv. synklinál (koryt) a anti-

klinál (sedel). K ohybům dochází za vyššího tlaku a teploty. Typickým výsledkem plastických

deformací je vznik vrás, složených ze sedla a koryta. Seskupení mnoha vrás ve velkém mě-

řítku je příkrov, který tvoří základy mnoha pohoří (např. Alp, Karpat).

V souvislosti s řešením tektonického porušení území rozlišujeme zlomy předkřídové až

pokřídové, které vznikly během jednotlivých etap horotvorné činnosti (obr. 5-1).

Většina křehkých struktur se v zájmové oblasti projevuje porušením sedimentů svrchní

křídy. S postupem vrtné a geofyzikální prozkoumanosti se ověřily výraznější skoky na zlo-

mech v podloží svrchní křídy. Tektonické struktury v křídových sedimentech částečně nava-

zují na rozhraní variského stáří mezi jednotlivými bloky v podloží. Nejvýznamnější zlomové

zóny, tj. oblasti s výskytem více než jednoho zlomu s posunem vrstev kolem 50 m a více, které

porušují celý sled svrchní křídy, je možné rozdělit do tří skupin:

1) ve směru SZ–JV, zlomy tzv. labského směru;

2) ve směru SSV–JJZ, resp. SV–JZ a V–Z, zastupující tektonické struktury oherského riftu

(obr. 5-2);

3) ve směru SSV–JJZ, zlomy v křídových sedimentech tzv. jizerského směru (Uličný et al.

2009b).

V současnosti lze vymezit v zájmové oblasti několik významných zlomových systémů:

Středosaské nasunutí má charakter přesmyku spodnopaleozoických, slabě metamor-

fovaných hornin labského břidličného pohoří (součást lugika) přes krušnohorské krystali-

nikum. Je pozdně variského stáří (asi 300–320 mil. let) a představuje 200–1500 m mocnou

poruchovou zónu. Tento zlom měl několik aktivních fází. Po násunu fylitů přes krušnohorské

krystalinikum byl aktivní jako poklesový zlom během zvedání Krušných hor. Poté se reakti-

voval jako střižná zóna a lužický masiv byl přemístěn oproti Krušným horám k JV (Rauche

1992). V křídových sedimentech se neprojevuje. Přesmyk byl původně popsán v Sasku, kde

vychází na povrch. Na české straně je jeho průběh předpokládaný jen z vrtné dokumentace

(Mlčoch a Konopásek 2010).

Západolužický zlom je opět původně popsaný v Sasku. Odděluje droby a granodiority

lužického masivu od spodnopaleozoických hornin labského břidličného pohoří. Tento zlom

5

|

TEKTONIKA

byl aktivní ve stejné době jako středosaské nasunutí a střižnými zónami odděluje několik

těles rozdílných hornin. Dosahuje mocnosti okolo 100 m. Na české straně je známý pouze

z údolí Labe, jehož korytem přímo prochází. Jeho průběh byl lokalizován na výchozech

na pravém i levém břehu Labe (Ebert 1934; Valečka et al. 1970). Křídové sedimenty nijak

neporušuje a ani se nijak neprojevuje změnou v jejich sedimentaci. Lze jej vysledovat až

na děčínsko-doubické zlomové pásmo (Krentz 2008).

Lužický zlom je nejvýznamnější zlom sz.–jv. směru, který odděluje sedimentární výplň

české křídové pánve od granitoidů lužického masivu, ještědského a krkonošsko-jizerského

krystalinika. Zlom byl založen v době variské orogeneze a během mladšího paleozoika

a mezozoika byl reaktivován. Pohyby na lužickém zlomu se naposledy objevily v období

Obr. 5-1: Schematické

znázornění podloží

české křídové pánve

a významných

variských

tektonických struktur

s pravostranným

pohybem (bílé šipky).

GEOLOGIE ČESKO-SASKÉ KŘÍDOVÉ PÁNVE MEZI KRUŠNÝMI HORAMI A JEŠTĚDEM

svrchní křídy a pokračovaly do spodního paleogénu (60–70 mil. let). Tehdy jeho jednotlivé

úseky fungovaly jako poklesové s inverzním vývojem, ale i jako násunové zlomy (např. Krentz

a Stanek 2015; Hofmann et al. 2018). Odskok granitoidů lužického masivu v délce několika

km podél lužického zlomu k JV naznačuje, že v průběhu svrchního paleozoika mohl fungovat

jako střižný zlom za vzniku menších pánví typu „pull apart“. To je hypotetická představa, jak

dostat v průběhu další fáze přesmyk hornin svrchního paleozoika nad křídové sedimenty,

když se v jejich podloží v blízkosti přesmyku svrchnopaleozoické sedimenty nenachází.

V podobné pozici jsou i výskyty permokarbonských sedimentů u Drážďan (döhlenská pánev).

V současnosti představuje zlom v z. části zájmové oblasti plochý násun (přesmyk), který způ-

sobil přesunutí granitoidů lužického masivu spolu s relikty permských a jurských sedimentů

přes sedimenty svrchní křídy. Jeho projevy můžeme pozorovat např. v okolí Doubice, kdy

podél něj byly vyvlečeny sedimenty jury (lokalita 6). V okolí Jítravy mezi Vysokou a Kozími

hřbety (lokalita 15) probíhá ssz.–jjv. směrem jeden ze segmentů lužického zlomu, který zde

má charakter poklesového zlomu s vyvlečenými vrstvami nejstaršího křídového souvrství

(cenoman).

Českokamenické zlomové pásmo se v podloží křídy projevuje výrazným zlomovým

svahem (skokem) ve směru SZ–JV, resp. Z–V. Lemuje s. okraj českokamenické svrchnopale-

ozoické pánve a je přímým pokračováním západolužického zlomu. Zároveň částečně tvoří

j. okraj lužického masivu. Přesnost jeho průběhu v podloží křídy je dána omezeným množ-

stvím údajů z vrtů a seizmických profilů. Jeho pokračování dále k V až k lužickému přesmyku

není jednoznačné ani zřetelněji patrné v morfologii podloží, jeho geologické stavbě či v gra-

vimetrické mapě (obr. 2-2). K této skupině patří i dvojice zlomů (příp. zlomových zón) směru

ZSZ–VJV s projevy v křídě, zhruba paralelních s lužickým zlomem. Tyto zlomy se jednak

Obr. 5-2: Schematické

znázornění křížení

významných

zlomových zón

labského směru

a oherského riftu.

5

|

TEKTONIKA

oddělují u Chřibské od děčínsko-doubického zlomového pásma a probíhají mezi Chřibskou

a Mařenicemi, jednak tvoří pokračování českokamenického zlomového pásma mezi Českou

Kamenicí a Novým Borem. Významné jsou zejména zlomy mezi Českou Kamenicí a Novým

Borem, které oddělují zakleslou část na JZ od z. a centrální části Lužických hor na SV, které

jsou relativně vyzdvižené asi o 200 m. V této části Lužických hor jsou erodovány nejmladší

křídové sedimenty (od spodní části březenského souvrství výše). Na východ od vrchu Luž

a Cvikova tyto zlomy přecházejí do směrově komplikované tektonické zóny ukončené

na strážském zlomu.

Východní hranice lužického masivu vůči spodnopaleozoickým horninám krkonošsko-

-jizerského krystalinika v podloží křídy, směru SSV–JJZ, je téměř kolmá na průběh česko-

kamenického zlomového pásma a lužického zlomu. Hranici jsme označili jako mařenický

zlom, který byl aktivní v předkřídové sedimentaci a reaktivovaný po křídě. V křídových se-

dimentech tomu odpovídá řada zlomů oddělujících spodnoturonské bělohorské souvrství

od březenského souvrství coniaku.

Krušnohorský zlom je řada na sebe navazujících pokřídových zlomů poklesového cha-

rakteru oddělujících turonské jizerské souvrství od podkrušnohorské pánve. Na západě zá-

jmového území odděluje krušnohorské krystalinikum od křídových sedimentů a je definován

až po středosaské nasunutí. Aktivní byl patrně během neogénu až do kvartéru. Základ krušno-

horského zlomu tvořily zlomy, které se v době otevírání oherského riftu vyvíjely ve směru V–Z

(Rajchl et al. 2009). Tyto zlomy byly později propojeny a reorientovány do směru SV–JZ, který

je dominantní i v současnosti. Zmíněné zlomové zóny představují nynější sz. okraj oherského

riftu. Zároveň představují i významné tektonické rozhraní v rámci české křídové pánve.

Děčínsko-doubické zlomové pásmo navazuje směrem na V na krušnohorský zlom

a projevuje se sérií výrazných skoků v křídových sedimentech (Herčík et al. 1999). V podloží

křídy je patrný morfologický stupeň charakteru poklesových zlomů v horninách labského

břidličného pohoří a lužického masivu. Odděluje blok s perucko-korycanským, bělohorským

a jizerským souvrstvím, který je ukloněný směrem k SSV na saské území (s. od Děčína i s od-

krytým krystalinikem v údolí Labe), od hluboce zakleslého bloku směrem k J do Českého

středohoří s teplickým, březenským až merboltickým souvrstvím. Zakleslý blok mezi děčín-

sko-doubickým a českokamenickým zlomovým pásmem je označovaný jako benešovská syn-

klinála (Herčík et al. 1999). Maximální sumární pokles na děčínsko-doubickém zlomovém

pásmu je až kolem 500 m, u českokamenického zlomového pásma asi 150 m.

Mezi nejmladší patří tektonické struktury směru SV–JZ. Je to řada zlomů orientovaných

příčně až kose k lužickému přesmyku. Nejvýraznější je strážský zlom, který odděluje strážský

blok, představující vyzdviženou oblast s erodovanými mladšími křídovými sedimenty až

na spodní část jizerského souvrství, od tlusteckého příkopu s výplní coniackého stáří a cel-

kovou mocností svrchní křídy až 750 m. Svojkovský a velenický zlom, nacházející se v tlus-

teckém příkopu, vymezují vyzdvižený blok erodovaný až na úroveň svrchní části jizerského

souvrství, tzv. lasvickou hrásť. Posuv na jmenovaných zlomech je až 200 m. Směrem dále

k SZ svojkovský zlom a paralelní sloupské zlomy tvoří okraj hluboce zakleslého novobor-

ského příkopu, který představuje v. pokračování benešovského příkopu. Kaskádovitý posun

na několika zlomech zde činí až 350 m. Stejnou orientaci vykazují i četné žíly, hlavně v okolí

strážského zlomu, které vyplňují otevřené pukliny či zlomy.

Na výchozech pískovců je možné pozorovat různé tektonické jevy, např. tektonická zr-

cadla, četné pukliny atd. (obr. 5-3a, b).

GEOLOGIE ČESKO-SASKÉ KŘÍDOVÉ PÁNVE MEZI KRUŠNÝMI HORAMI A JEŠTĚDEM

Obr. 5-3:

a) Tektonická,

silicifikovaná

zrcadla na puklinách

v hrubozrnných

pískovcích

březenského souvrství

(lužské pískovce).

Opuštěné lomy

na Čertově pláni

u Lesného. Foto:

J. Valečka, 2019.

b) Tektonické ohlazy

v pískovcích jizerského

souvrství v oblasti

Lückendorfu. Foto:

Š. Mrázová, 2018.

5

|

TEKTONIKA

Na území České republiky a Saska, v rámci zájmového území, byla pro sledování průběhu

a charakteru lužického zlomu a nejmladších tektonických poruch ve směru SV–JZ vy užita

geofyzikální měření. Komplex geofyzikálních metod byl realizován podél lužického zlomu

na lokalitách Doubice, Žulovec, Lesné-Milířka, Dolní Sedlo a Zdislava. Především geoelek-

trické metody a seizmika prokázaly, že charakter lužické poruchy se mění od Z k V. V Sasku

a v oblasti Krásné Lípy a Varnsdorfu se jedná o přesmyk, kdy granity lužického masivu leží

na křídových sedimentech, např. na lokalitě Milířka. Délka přesmyku je řádově stovky metrů

s mírně ukloněnou násunovou plochou (obr. 5-4). Na severu je podle výsledků gravimetrie

tato plocha ukončena strmým subvertikálním kontaktem s krystalinikem, pravděpodobně

Obr. 5-4: Odporový řez z metody VES na lokalitě Lesné-Milířka.

Obr. 5-5: Odporový řez z metody ERT na lokalitě Ostrý vrch.

GEOLOGIE ČESKO-SASKÉ KŘÍDOVÉ PÁNVE MEZI KRUŠNÝMI HORAMI A JEŠTĚDEM

tektonického charakteru. Na lokalitě Doubice (lokalita 6) a Lesné-Milířka byl podél tohoto

násunu ověřen výskyt hornin mladšího paleozoika (perm, jura), které v některých částech

svými fyzikálními vlastnostmi (permské jílovce) tvoří pravděpodobně hydrogeologickou ba-

riéru. Na východ od údolí Bílého potoka (Weissbach) na lokalitě Ostrý vrch má lužický zlom

charakter strmého subvertikálního poklesového zlomu (obr. 5-5). Byla zde ověřena mladší

tektonická porucha porušující průběh lužického zlomu, která umožňuje přetok podzemních

vod z křídových sedimentů do terciérní pánve u Hrádku nad Nisou (obr. 2-3).

Na území Saska, v oblasti Lückendorfu, byla využita měření reflexní seizmiky (obr. 2-5a, b),

která ověřila průběh lužického přesmyku a jeho částečné porušení mladším zlomem

ve směru SV–JZ (König-Johann-Quelle Störung). Do hloubek prvních desítek metrů byl ově-

řen tento zlom také metodou ERT (elektrická odporová tomografie). Důležitá je pravděpo-

dobně jeho hydrogeologická funkce, neboť v okolí jsou soustředěny významné prameny

(König-Johann Quelle) a pramenné oblasti (údolí Bílého potoka/Weissbachtal; obr. 5-6).

Obr. 5-6: Údolí

Bílého potoka. Foto:

Š. Mrázová, 2017.

V zájmové oblasti se nacházejí následující regionální geologické jednotky (obr. 4-1): saxo-

thuringikum (krušnohorské krystalinikum), lugikum (labské břidličné pohoří, lužický ma-

siv, krkonošsko-jizerské krystalinikum – ještědská skupina), sedimenty karbonu–jury, české

křídové pánve, terciéru a kvartéru.

Lužický masiv patří do skupiny velkých odkrytých int-

ruzivních masivů ve střední Evropě. Na zájmové území

zasahuje jen jeho menší část do Šluknovského výběžku.

Je zastoupen několika typy granitů a granodioritů, které

intrudovaly do hornin lužické drobové formace svrch-

ního proterozoika (machnínská skupina). Jde o břid-

lice a droby, nejstarší známé horniny území, usazené

v mělkém svrchnoproterozoickém moři před více než

600 mil. let (650 až 570 mil. let). Přibližně před 500

mil. let byly při intruzi plutonických hornin ovlivněny

kontaktní metamorfózou. Vznikl metamorfní plášť

masivu, tvořený fylity a metadrobami. Kry těchto hor-

nin lemují lužickou poruchu a vyskytují se např. v pro-

storu z. od Jiřetína (Křížová hora, Šibeniční vrch) nebo

v Milířské dolině, kde jsou známy pouze z důlních děl

nebo z úlomků ve svahovinách.

V lužickém masivu jsou vyčleněny a v časové po-

sloupnosti uvedeny následující horninové typy (Opletal

a Adamová 2002): 1) Lužické biotitické granodiority

(obr. 6-1), jejichž stáří je kadomské, intrudovaly v roz-

mezí 542–587 mil. let (Kröner et al. 1994, 2001). Do této

skupiny patří např. typ Zawidów, Löbau a Herrnhut.

V granodioritech lze rozlišit všesměrně zrnité až zbřid-

ličnatělé typy, které mezi sebou vytvářejí pozvolné

přechody. Hlavními minerály jsou živce (plagioklas, draselný živec), křemen a biotit, ak-

cesorické jsou apatit a zirkon. 2) Lužický dvojslídný hybridní granodiorit (anatexit) tvoří

přechod mezi lužickým granodioritem a metamorfním pláštěm. Nejde o čistou intruzivní

horninu, ale o velmi proměnlivý, hybridní granodiorit. 3) Rumburský porfyrický biotitický

monzogranit a 4) václavický a brtnický biotitický monzogranit, jejichž stáří je 490 mil. let

a které vznikly v rozmezí kambrium–ordovik. Rumburský monzogranit je hrubě zrnitý až

Obr. 6-1: Lužický

granodiorit v lomu

Lipová. Foto:

Š. Mrázová, 2019.

GEOLOGIE ČESKO-SASKÉ KŘÍDOVÉ PÁNVE MEZI KRUŠNÝMI HORAMI A JEŠTĚDEM

velkozrnný, místy porfyrický, často vyvětrávající do velkých bloků. Obsahuje modravě šedý

křemen, draselný živec, biotit, akcesorickými minerály jsou apatit, zirkon, cordierit a oxidy

železa. U porfyrických typů tvoří draselný živec vyrostlice o velikosti 3 až 7 cm. Václavický

monzogranit je považován za přechodný typ mezi rumburským granitem a lužickým grano-

dioritem. Je středně zrnitý, místy i porfyrický, bělošedý. Na minerálním složení se podílejí

křemen, plagioklas, draselný živec, biotit, ± muskovit, ± amfibol. Biotit často uzavírá apatit,

zřídka zirkon a vzácně sagenit. Další akcesorické minerály jsou titanit, epidot a rudní mi-

nerály (Fe-oxidy a pyrit). 5). Žilné horniny pestrého petrografického složení, v nichž byly

vymezeny různé porfyry, aplity, křemenné žíly, lamprofyry a pegmatity, pronikají všemi typy

granitoidů. Dolerity (obr. 6-2) intrudovaly v době kolem 400 až 360 mil. let (Krauss et al.

1992). Místy obsahují rudní minerály s obsahem mědi a niklu. Žilný křemen vyplňuje zlomy

a tektonické zóny. Mohutný křemenný val se vyskytuje s. od Rumburka.

Krušnohorské krystalinikum zasahuje do zájmového území v malém rozsahu jen v jeho

z. části. Na české straně je tvořeno středně zrnitými dvojslídnými rulami, které lze místy

označit jako ortoruly nebo metagranodiority. Na německé straně se kromě ortorul a metagra-

nitoidů také vyskytují jemně zrnité svory a dvojslídné ruly. Původní horninou (protolitem) byl

granodiorit, který byl působením teploty a tlaku metamorfován a vystaven variabilní intenzitě

deformace. Muskovit-biotitické ortoruly (obr. 6-3 a 6-4) se vyznačují usměrněnou stavbou,

s výrazným lineární uspořádáním slíd. Místy se v hornině vyskytují zachovalé porfyroblasty

draselných živců. Pro metagranodiority je charakteristická nevýrazná usměrněná stavba

s reliktní granitoidní strukturou. Tyto horninové typy pokračují dále v podloží sedimentů

české křídové pánve a částečně i pod permokarbonskými sedimenty až ke středosaskému

Obr. 6-2: Lužický

dolerit v bývalém

lomu u Rožan.

Foto: P. Tomanová

Petrová, 2019.

6

|

REGIONÁLNĚGEOLOGICKÁ STAVBA

nasunutí (Chaloupský 1978), přesněji podle Mlčocha

a Konopáska (2010). Na německé straně středosaské

nasunutí představuje výrazné tektonické rozhraní,

které má charakter přesmyku s úklonem k S až SV a je

tektonickou hranicí mezi Krušnými horami a spodno-

paleozoickými horninami labského břidličného pohoří.

Krkonošsko-jizerské krystalinikum se nachází v sv.

okraji projektového území podél lužického přesmyku.

Součástí krkonošsko-jizerského krystalinika je ještěd-

ská skupina (Mísař 1983), která tvoří část Ještědského

hřbetu. Z jižní a jz. strany je oddělená lužickým přesmy-

kem od křídové pánve.

Podle Kozdroje (2001) leží na autochtonním pod-

loží označeném machnínská skupina. Velká část ještěd-

ské skupiny je tvořena ordovicko–spodnodevonskými

sericitickými fylity, viz. obr. 6-5 (včetně pokrývačských

fylitů s hojnými ichnofosiliemi indikujícími relativně

hlubokovodní prostředí sedimentace), kvarcity ordovic-

kého stáří a nízce metamorfovanými sedimenty i vul-

kanity ordovického i silurského stáří (Chlupáč 2002b).

Metakvarcity se vkládají do fylitových sledů, mocné jsou

Obr. 6-3:

Nejvýchodnější

výchozy

krušnohorského

krystalinika na svahu

Krušných hor pod

Tiskými stěnami.

Foto: B. Mlčoch, 2019.

Obr. 6-4: Vytěžená

poloha amfibolitu

v ortorulách u Petrovic.

Foto: B. Mlčoch, 2019.

GEOLOGIE ČESKO-SASKÉ KŘÍDOVÉ PÁNVE MEZI KRUŠNÝMI HORAMI A JEŠTĚDEM

vyvinuty zvláště na Ještědu. Vulkanická facie je spojena

s karbonátovým komplexem s dolomity, vápenci, ro-

hovci a grafitickými vápenci.

Paleontologicky dokázané silurské sedimenty leží

v podhůří Krkonoš v krkonošsko-jizerském krystali-

niku a na Ještědském hřbetu (Chlupáč 2002b). Jedná

se o tmavé grafitické fylity se silicity, v nichž se vysky-

tují graptoliti. Nepochybně svrchnosilurské jsou šedé

jemnozrnné hlíznaté vápence (obr. 6-6), v nichž byly

u Křižan nalezeny zbytky lilijic. Na Ještědském hřbetu

vystupují tmavé grafitické fylity se silicity.

Mezi devonské horniny, které byly spolehlivě do-

loženy jen na Ještědském hřbetu (Chlupáč 2002b), jsou

řazeny fylity a zelené břidlice vyskytující se v nadloží

siluru. Paleontologicky prokázané jsou v souvrství vrs-

tevnatých vápenců v okolí např. Světlé pod Ještědem.

Byly v nich nalezeny hojné zbytky stromatopor, korálů

a ramenonožců vyššího středního devonu v mělko-

vodním karbonátovém vývoji. Vulkanickou činnost

dokazuje korálová fauna z metamorfovaných tufitic-

kých hornin od Vysoké u Jítravy (Galle a Chlupáč 1976;

Chlupáč 2002b).

Nejmladší zachované patro ještědské skupiny jsou

svrchnodevonská až spodnokarbonská souvrství, též

označované jako jítravské souvrství. Je tvořeno kvarcity,

arkózovými kvarcity a konglomeráty, které jsou diskor-

dantně odděleny od podložního patra. Část spodního devonu a celý střední devon patrně

chybí. Sedimenty nejvyššího devonu se nacházejí v lomu na Velkém Vápenném u Jítravy.

Nejstarší jsou černé břidlice s pyritem a goniatity vzniklé v anoxickém prostředí. Nad nimi

vápence s konodonty dokládají vyrovnání životních podmínek, které bylo přerušeno náh-

lým nástupem sedimentace břidlic s drobnými trilobity (Chlupáč 2002b). Vedle svrchnode-

vonských vulkanitů se vyskytují převážně klastické spodnokarbonské sedimenty, které jsou

považovány za součást výplně mořského průlivu směřujícího z oblasti labského břidličného

pohoří do oblasti slezského a drahanského kulmu. Litologicky se jedná o spodnokarbonské

hnědočervené až šedozelené kontinentální slepence s drobnými polohami drob a pelitů.

Sedimenty svrchního devonu a spodního karbonu jsou silně zvrásněny a slabě regionálně

metamorfovány. Podle interpretace Chaloupského (1970) pokračují svrchnodevonské až

spodnokarbonské horniny v podloží křídy až do oblasti Jablonného v Podještědí.

Labské břidličné pohoří v údolí Labe tvoří část labské zóny. Zahrnuje především staropaleo-

zoické sedimenty a metavulkanity. Všechny horniny jsou většinou silně tektonicky narušeny

silným sevřením a v sv. části dodatečně kontaktně metamorfovány variskými granitoidy.

Horniny ordoviku (skupina Mühlbach-Nossen) sestávají především z kvarcitů, fylitů,

metaryolitů (sericitové horniny) a krystalických vápenců, mocných metadacitů a jejich tufů

Obr. 6-5: Ordovický

fylit, Kryštofovo Údolí.

Foto: P. Tomanová

Petrová, 2019.

6

|

REGIONÁLNĚGEOLOGICKÁ STAVBA

(„chloritové ruly“) (Kozdroj et al. 2001). Černé silurské

buližníkové a černé břidlice (kamenečná břidlice) se

zbytky fosilií (graptoliti) často tektonicky leží na vrst-

vách ordoviku. Střední až svrchní devon je doložen

mikrofosiliemi, které představují nálezy konodontů.

Přitom se vyskytují nejrůznější faciální formy hor-

nin – „durynská“ s mohutnou sérií diabasů a vápenců

a „bavorská“ vývojová facie s devonskou sérií rohovců

(obr. 6-7). Celý vývoj je uzavírán spodnokarbonskou

sérií konglomerátů jílových břidlic a drob, vyznačující

se především výskytem konglomerátu lyditu a rohovce

(Alexowsky et al. 1997).

Pokračování sekvence spodnopaleozoických hor-

nin labského břidličného pohoří podél středosaského

nasunutí z německé strany je na českém území skryto

v podloží sedimentů české křídové pánve. Z několika

málo vrtů do podloží křídy jsou známy fylity a grafitické

fylity. V údolí Labe vychází na povrch metabazity (am-

fibolity) a fylity. V rámci vrtného průzkumu projektu

Nový jez na Labi byly zastiženy, kromě těchto hornin,

také tělesa krystalických vápenců (nepublikováno).

V údolí Labe podél západolužického zlomu se nachází

kontakt hornin labského břidličného pohoří s granodi-

ority lužického masivu, doprovázený relikty svrchno-

Obr. 6-6: Šedé tence

vrstevnaté devonské

vápence v Solvayově

lomu u Křižan. Foto:

P. Tomanová Petrová,

2019.

Obr. 6-7:

Svrchnodevonská

série rohovců tzv.

bavorské facie. Údolí

Seidenbachu. Foto:

Š. Mrázová, 2019.

GEOLOGIE ČESKO-SASKÉ KŘÍDOVÉ PÁNVE MEZI KRUŠNÝMI HORAMI A JEŠTĚDEM

proterozoických drobových rul, patrně patřících do machnínské skupiny. Západolužický

zlom je známý především z německé strany. Na české straně odděluje tyto dvě skupiny

hornin jen v krátkém úseku v údolí Labe, ve výchozech na levém i pravém břehu a přímo

v korytě řeky.

Sedimenty i vulkanity svrchního paleozoika (karbon–perm) jsou soustředěny do dvou ob-

lastí, v obou případech na českém území: 1) českokamenické pánve, patřící k systému ex-

tenzních/transtenzních pánví směru V–Z mezi Plzní a Trutnovem, a 2) reliktních výskytů

podél lužického zlomu. V rámci projektové oblasti se horniny permokarbonského stáří

na saském území nevyskytují.

Českokamenická pánev na povrch nevystupuje; její uloženiny tvoří podloží české

křídové pánve v oblasti o rozloze zhruba 300 km

2

přibližně mezi Žandovem a Srbskou

Kamenicí. Výplň pánve je tvořena cyklickým střídáním pískovců, prachovců a jílovců (např.

Kučera a Pešek 1982). Tyto horniny byly ukládány v prostředí aluviálních vějířů a divočících

říčních systémů, později až v aluviálním a jezerním prostředí (např. Martínek et al. 2006).

Vulkanické horniny – tzv. melafyry (andezity až bazaltické andezity) a ryolity, resp. jejich

vulkanoklastika, byly zastiženy zejména v nižších úrovních výplně pánve, která dosahuje

celkem 620 m (např. Pešek et al. 2001).

Sedimenty a vulkanity spodního permu se na německém území nachází v tzv. labské

zóně, kde překrývají horniny variského podloží. Nejvýznamnějším výskytem na německé

Obr. 6-8: Permské

prachy až jíly

(aleuropelity),

Doubice – Vápenka.

Foto: P. Tomanová

Petrová, 2019.

6

|

REGIONÁLNĚGEOLOGICKÁ STAVBA

straně je döhlenská pánev ležící jz. od Drážďan o délce cca 23 km a šířce 4 km a maximální

mocnosti výplně cca 700 až 800 m. Zde probíhala intenzivní těžba černého uhlí a uranu.

Pánev je vnitřně členěna četnými poruchami ve směru SZ–JV.

Relikty permských sedimentů u lužické poruchy – viz obr. 6-8 (Fediuk et al. 1958; Absolon

1979) jsou plošně málo rozsáhlé a výrazně tektonicky deformované. Jsou tvořeny cyklickým

střídáním slepenců, pískovců, prachovců a jílovců, které připomíná vývoj v döhlenské pánvi

v Sasku (srv. Reichel a Schauer 2006). Obdobný sled byl zachycen i vrtem 6412_L (Lesné;

Nádaskay et al. 2019a), realizovaným v rámci projektu ResiBil. Relikt, který byl tímto vrtem

nově ověřen, představuje nejvýchodnější výskyt permokarbonu v rámci projektové oblasti.

Jurské sedimenty se v zájmovém území zachovaly jen v několika malých tektonických krách

u lužického přesmyku (Fediuk et al. 1958; Dvořák 1964). Jurské vrstvy jsou tlakově postiženy,

zapadají pod lužický masiv k VSV, místy mohou být i v překocené poloze. Spolu s jurou se

na některých lokalitách vyskytují i sedimenty a vulkanity permu. Směrem od Z k V jde o tyto

lokality: Lichtenheiner Mühle, Saupsdorf a Hinterhermsdorf v Sasku, lokalitu Bílý potok

(Weissbach), situovanou na hranici České republiky a Saska, a o Brtníky, Kyjov a Doubice

v severních Čechách. Některé lokality jsou dnes téměř zaniklé. Na všech lokalitách jsou

odkryty především karbonáty, dolomitické vápence a dolomity. Jurské sedimenty předsta-

vují nepatrné relikty velké jurské sedimentační pánve. Jurská transgrese, která postupovala

z boreální a tethydní oblasti (např. Eliáš 1981), překryla rozsáhlá území Českého masivu,

Obr. 6-9: Jurské

dolomitické vápence

na lokalitě Doubice -

Vápenka, dříve těžené

na výrobu vápna

ve zdejší vápence.

Foto: Š. Mrázová, 2017.

GEOLOGIE ČESKO-SASKÉ KŘÍDOVÉ PÁNVE MEZI KRUŠNÝMI HORAMI A JEŠTĚDEM

což dokládá výskyt valounů jurských sedimentů v mladších sedimentárních formacích

svrchnokřídového a terciérního stáří. Většina jurských uloženin byla odstraněna během

křídovo–kenozoické eroze (Bosák 2008). Nejúplněji zachovaný vrstevní sled se nachází

na lokalitě Doubice, kde byl ověřen průzkumnými vrty. Na této lokalitě se pod karbonáty

vyskytují i bazální klastika, jejichž podloží tvoří sedimenty permu (obr. 6-8). Eliáš (1981)

zdejší sedimenty rozdělil do dvou litostratigrafických jednotek, brtnického a doubického

souvrství. Podle Eliáše (1981) vrstevní sled reprezentuje sedimentární cyklus stáří callovian-

-kimmeridge (střední–svrchní jura). Spodní brtnické souvrství dosahuje mocnosti 12–14 m

a je tvořeno bělošedými až bělavými křemitými pískovci s polohami slepenců majícími ba-

zální charakter, místy s červenohnědým pigmentem pocházejícím z permských sedimentů

(Eliáš 1981). Jeho stáří je určené na základě výskytu amonita

v inter-

valu callovian až spodní oxford (Klein et al. 1971). Tyto sedimenty reprezentují příbřežní

mořské sedimenty (pláže, bary). Nadložní doubické souvrství dosahuje mocnosti kolem

80 m a je tvořeno převážně dolomity a dolomitickými vápenci. Spodních 4–5 m zahrnuje

písčité dolomity s jehlicemi hub, je převážně oxfordského stáří a obsahuje bohatou amo-

nitovou faunu s

. Vyšší část souvrství oxfordského stáří budují

světlé vápence s amonity

a

a s obsahem

Obr. 6-10: Dopravní

štola mezi bývalými

lomy a vápenkou

u Doubice. Foto:

M. Vajskebrová, 2018.

6

|

REGIONÁLNĚGEOLOGICKÁ STAVBA

rohovcových konkrecí, které však v dnešní době již nejsou pozorovatelné (Přichystal 2009).

Nejsvrchnější část doubického souvrství reprezentuje asi 20 m tmavých vápenců s amonity

kimmeridžského stáří. Toto stáří potvrzuje i Hrbek (2014), zatímco Holcová a Holcová (2016)

uvažují i o tithonském stáří. Karbonáty se ukládaly v mělkém prostředí otevřeného šelfového

moře s normální salinitou, s epizodami příbřežní sedimentace.

Jurské dolomitické vápence (obr. 6-9) byly dříve těženy a páleny na vápno. Doklady

o těžbě jsou např. na lokalitách Doubice-Vápenka (obr. 6-10) či Kopec u Brtníků, který se

ve starých mapách nazývá Kalkweg. V jurských sedimentech byly zjištěny polymetalické

rudy obsahující olovo a zinek, resp. mědnaté zrudnění, avšak bez praktického významu

(Chrt 1957).

Svrchní křída české křídové pánve představuje plošně nejrozsáhlejší stratigrafickou jednotku

a nejmocnější z pokryvných sedimentárních útvarů. Na povrchu zaujímá 1 218 km

2

, tedy 64 %

projektové oblasti. Základním rysem svrchní křídy ve studované oblasti je přítomnost moc-

ných sledů hrubých siliciklastických sedimentů, především pískovců, dosahujících mocnosti

až první stovky metrů. Tyto pískovce jsou soustředěny především v s. a sv. polovině oblasti.

Ze severu jsou omezeny lužickým zlomem, který tvoří okraj české křídové pánve, směrem

k J postupně vykliňují do jemnozrnných sedimentů – jílovců a prachovců s proměnlivou

vápnitou příměsí, dominujících v celé osní části pánve. Celková mocnost sedimentů svrchní

křídy se pohybuje od několika prvních metrů až po cca 1 000 m v hluboce zakleslé části české

křídové pánve mezi Novým Borem a Benešovem nad Ploučnicí. Na německém území dosa-

huje mocnost sedimentů až cca 550–650 m (Tröger 2008). Variace v mocnosti výplně české

křídové pánve jsou dány jak členitým reliéfem jejího podloží, tak i postsedimentární inverzí

a erozí. Zachovaný stratigrafický rozsah výplně české křídové pánve je cenoman až santon

(cca 100 až 86 mil. let; obr. 3-1). Výplň pánve je rozdělena na souvrství a vrstvy, které jsou

definovány litologickým obsahem a vůdčími fosiliemi; v české, resp. saské části studované

oblasti jsou tyto stratigrafické jednotky definovány odlišným způsobem.

, resp.

a

(cenoman)

Perucko-korycanské souvrství je rozšířeno v téměř celé zájmové oblasti. Zastoupeny jsou

perucké (v německé části pánve souvrství Niederschöna) i korycanské vrstvy (souvrství

Oberhäslich). Pískovcové facie souvrství tvoří bazální křídový kolektor podzemních vod

(označovaný jako A).

Perucké vrstvy, resp. souvrství Niederschöna, se vyskytují jen lokálně a jsou vázány

na údolí v paleoreliéfu, která vznikla před mořskou transgresí, po níž začalo ukládání ko-

rycanských vrstev, resp. souvrství Oberhäslich. Vrstvy charakterizuje cyklický vývoj říčních

sedimentů (Valečka 1975, 2015; Voigt 1998). Profily vrstvami jsou tvořeny cykly mocnými

od několika dm do několika metrů, vyznačujícími se pozitivní gradací – v úplném vývoji

gradace probíhá od hrubých pískovců až slepenců po prachovité jílovce, zčásti uhelné.

Tyto horniny byly ukládány v prostředí meandrujících říčních toků, méně často také divo-

čících řek. Perucké vrstvy se v zájmovém území vyskytují v několika oddělených, lineárně

protažených areálech. Dva největší areály o rozsahu desítek km

2

se nachází sz. od Děčína

a s. od Jetřichovic. Oba areály mají j. ohraničení na českém území a pokračují k S, na území

Saska. Mocnosti peruckých vrstev v těchto areálech se pohybují až kolem 30 m. Další výskyt,

GEOLOGIE ČESKO-SASKÉ KŘÍDOVÉ PÁNVE MEZI KRUŠNÝMI HORAMI A JEŠTĚDEM

probíhající ve směru SV–JZ, byl zjištěn mezi Benešovem

nad Ploučnicí a Ústím nad Labem (Valečka 2015)

a mocnosti vrstev se pohybují až kolem 25 m. V ně-

kterých místech, hojněji např. v sz. a s. okolí Mimoně,

jsou z hlubokých vrtů popisovány na bázi křídy, pod

mořskými pískovci korycanských vrstev, 2–3 m mocné,

šedé a světle až bělavě šedé jílovce. Jílovce se ukládají

na podložní krystalinikum; při jeho povrchu jsou vyvi-

nuty červenavě zbarvené zvětrávací horizonty.

Korycanské vrstvy (obr. 6-11), resp. souvrství Nie-

derschöna, jsou rozšířeny v celém zájmovém území,

vyjma okolí Berggiesshübelu, kde se neuložily na před-

křídové elevaci krystalinika. Vývoj vrstev je především

pískovcový, podřízené jsou polohy slepenců. Pískovce

mají variabilní zrnitost a variabilní obsah jílu a pra-

chu. Zastoupeny jsou jílovitoprachovité jemně až

středně zrnité pískovce, někdy i slabě vápnité, i jemně

až středně zrnité, méně často i hrubě zrnité křemenné

pískovce. Slepence se objevují jen jako tenké polohy

na bázi vrstev nebo jako decimetrové polohy s erozní

bází v jemnozrnných pískovcích. V údolí Labe mezi

Čertovou Vodou s. od Děčína a Bad Schandau se

korycanské vrstvy souvrství Oberhäslich dělí ve dvě části: spodní část (do 40 m) s masiv-

ními, velmi hrubozrnnými, drobnozrnně konglomeratickými pískovci až hrubě písčitými

drobnozrnnými konglomeráty a svrchní část s jemnozrnnými pískovci s tenkými hrubo-

zrnnými vložkami. Celková mocnost korycanských vrstev dosahuje maxima 100–115 m jed-

nak v okolí Hřenska, jednak v blízkosti lužického zlomu. Minimální mocnosti, pod 10 m,

se vyskytují na elevacích fundamentu, např. v blízkém sv. okolí Děčína, kde byly zjištěny

mocnosti jen 5 m (Valečka et al. 1970). V oblasti Žitavských hor jsou do stropu souvrství

Oberhäslich zařazeny jemnozrnné vápnité pískovce, 15 m mocné (Voigt et al. 2013). Je

značně pravděpodobné, že tyto pískovce představují bazální část bělohorského, resp.

oybinského souvrství.

, resp.

a

(spodní–střední turon)

Souvrství se vyznačuje v celém území relativně stabilní mocností mezi 85–130 m.

Charakterizuje jej stabilní litologický vývoj, který se od báze ke stropu souvrství vyznačuje

hrubnutím a vytváří výrazný progradační cyklus. Cyklus začíná na bázi kolem 10 m moc-

nými pevnými slínovci, slabě prachovitopísčitými. Tyto slínovce tvoří v celém území vý-

znamný izolátor, oddělující bazální (cenomanský) kolektor A od turonských kolektorů

B a C. Slínovce obsahují vysoký podíl (až kolem 25 %) drobných úlomků fauny. Z nich jsou

nejvíce zastoupeny jehlice mořských hub. Jejich vyloužením dochází často k silicifikaci slí-

novců, někdy spojené s odvápněním, horniny mohou mít i zvýšenou pórozitu. V odvápně-

ných polohách má hornina charakter spongilitu, nazývaného i opuka, resp. Pläner nebo

Plänersandstein. Výše následují smouhované bioturbované jemnozrnné prachovité, zčásti

vápnité pískovce. Hrubnutím a ubýváním jílovité a vápnité složky do nadloží tyto pískovce

Obr. 6-11: Skartační vzorek z vrtu uranového průzkumu J-534368

Smordov, hl. 629,40 m. Jemno- až střednozrnný křemenný pískovec

korycanských vrstev s výraznou šikmou laminací (a akumulací

organického detritu v laminách) je intenzivně bioturbovaný –

v hnízdě s jemnějším jílovito-prachovitým materiálem s rozptýlenou

organikou lze rozeznat chodby

Macaronichnus

a

Rosselia,

ve světlém

laminovaném pískovci se nacházejí izolované chodby s písčitou

výplní

Thalassinoides.

Foto: z archivu J. Valečky, 1975.

6

|

REGIONÁLNĚGEOLOGICKÁ STAVBA

přechází do středně až hrubě zrnitých kře-

menných pískovců s příměsí křemenného

štěrčíku. Vyskytují se i do 2 m mocné polohy

písčitých drobnozrnných slepenců. V nej-

vyšší části souvrství se místy objevují polohy

jemně až středně zrnitých, dobře vytříděných

pískovců. Křemenné pískovce bělohorského

souvrství (obr. 6-12) jsou často silně prokře-

menělé. Prokřemenění dosahuje stadia

pískovcových křemenců, místy, např. v tekto-

nické zlomové zóně na svazích Děčínského

Sněžníku, až křemenců. Křemenné pískovce

tvoří převážnou část souvrství mocnou

65–85 m. Souvrství se v celém území, s výjim-

kou okolí Berggiesshübelu, ukládá na jem-

nozrnné křemenné nebo jílovitoprachovité

pískovce korycanských vrstev. Rozhraní je

většinou tvořeno rychlým litologickým pře-

chodem, kolem 2 dm mocným, může být

i ostré a na bázi bělohorských slínovců se

může objevit i větší množství minerálu glau-

konitu. V okolí Berggiesshübelu se ukládá

přímo na krystalinické podloží.

Bazální slínovcový interval v území ře-

šeném projektem ResiBil představuje ekvi-

valent bazální části briesnitzského souvrství

(resp. Labiatus Pläner), které směrem k SZ

nabývá na mocnosti a na SZ od Pirny tvoří

celý profil bělohorského souvrství. Pískovce

(Labiatus Sandstein) nad slínovcovým in-

tervalem jsou klasifikovány jako souvrství

Schmilka (např. Wilmsen a Niebuhr 2014).

Bazální slínovcový interval pod pískovci bývá popisován také jako Lohmgrundmergel (např.

Alexowsky et al. 1997). V Žitavských horách němečtí autoři bělohorské souvrství, resp. sou-

vrství Schmilka a Briesnitz, nevymezují. Ekvivalent bělohorského a jizerského souvrství zde

slučují do jediné jednotky – oybinského souvrství – s odůvodněním, že hranici mezi zmí-

něnými jednotkami nelze stanovit (Wilmsen a Niebuhr 2014). Spodní část oybinského sou-

vrství, mocná kolem 115 m, koreluje s bělohorským souvrstvím (Voigt et al. 2013).

, resp.

a

(střední–svrchní turon)

Jizerské souvrství představuje nejmocnější litostratigrafickou jednotku s dominantně pís-

kovcovým vývojem (obr. 6-13). Souvrství a jeho saské ekvivalenty tvoří hlavní část spoje-

ného turonského kolektoru BC (společně s pískovci bělohorského souvrství, resp. souvrství

Schmilka). Výjimkou je pouze jz. okraj území, kde se souvrství štěpí do dvou dílčích kolek-

torů oddělených izolátory (slínovci a prachovci) a kde je odděleno i od pískovců bělohor-

Obr. 6-12: Křemenné

(kvádrové) pískovce

bělohorského

souvrství na dně

kaňonu Kamenice

v Českém Švýcarsku.

Z hydrogeologického

hlediska jsou tyto

pískovce součástí

kolektoru B, resp.

spodní částí spojeného

kolektoru BC. Foto:

J. Valečka, 2009.

GEOLOGIE ČESKO-SASKÉ KŘÍDOVÉ PÁNVE MEZI KRUŠNÝMI HORAMI A JEŠTĚDEM

ského souvrství. Bazální poloha s ostrým spodním kontaktem, několik málo metrů mocná,

kontrastuje se středně až hrubě zrnitými pískovci ve stropu bělohorského souvrství. Polohu

tvoří jemnozrnné nebo jemně až středně zrnité dobře vytříděné pískovce, často proniknuté

sítí chodeb ichnogenu

. Pískovce jizerského souvrství mají variabilní zrnitost

i variabilní obsah jílovitoprachovitého, zčásti i vápnitého matrixu. Zastoupeny jsou jílovito-

prachovité, zčásti vápnité pískovce až jemně a středně až hrubě zrnité křemenné pískovce,

často se štěrčíkovitou příměsí. U severovýchodního okraje území, poblíž lužického zlomu,

se v pískovcích zvyšuje obsah štěrčíku, vytvářejícího i polohy hrubozrnných štěrčíkovitých

pískovců s přechody do písčitých drobnozrnných slepenců. V křemenných pískovcích se

podřízeně objevují tenké polohy a nepravidelně tvarované konkrecionární útvary tvořené

intenzivně provápněným pískovcem, často s hojnými fragmenty schránek mlžů. Pro jizerské

souvrství je charakteristické uspořádání pískovců do nahoru hrubnoucích cyklů o mocnosti

od několika málo do několika desítek metrů. V generelu směrem od lužického zlomu k JZ až

ZJZ klesá mocnost souvrství, přibývá v něm jemně až středně zrnitých pískovců a klesá počet

negativně gradovaných cyklů. Poblíž lužického zlomu dosahuje maximálních mocností ko-

lem 420 m. Zhruba podél linie Děčín–Verneřice se mocnosti pohybují kolem 150 m a na JZ

od této linie se v souvrství nacházejí dva až tři mocnější nahoru hrubnoucí progradační cykly

s velkým zastoupením jemnozrnných, zčásti vápnitých jílovitoprachovitých pískovců. U ji-

hozápadního okraje zájmového území, na Děčínském Sněžníku a j. a jz. od Martiněvsi, se již

ve spodní části progradačních cyklů vyskytují převážně slínovce a vápnitojílovité prachovce.

Pískovce zde tvoří dvě oddělená tělesa jen ve svrchní části cyklů (Valečka 1989).

Obr. 6-13: Šikmo

uložené pískovce

jizerského souvrství

na lokalitě Sloní

kameny. Foto:

P. Tomanová Petrová,

2017.

6

|

REGIONÁLNĚGEOLOGICKÁ STAVBA

Stratigrafie souvrství není zcela vyjasněna kolem státní hranice mezi Českou republikou

a Německem na V od Labe. Zde jsou v mohutném pískovcovém sledu zachovány morfolo-

gické stupně „a“ až „e“, vymezené v 1. pol. minulého století (Lamprecht 1928, 1934) a němec-

kými geology stále používané jako pomocné dělení (Wilmsen a Niebuhr 2014). Na saském

území jsou stupně „d“ a „e“ již řazeny k souvrství Schrammstein, tj. ekvivalentu teplického

souvrství.

resp.

a

(spodní část včetně sonnenberských pískovců; svrchní turon–spodní coniac)

Teplické souvrství má poměrně pestrý litofaciální vývoj, který je odlišný od vývoje v typové

oblasti v Poohří. Plošně dominují vápnité prachovce a jílovce. Jejich mocnost, spolu s vlo-

ženými tělesy jemnozrnných pískovců (obr. 6-14) v Lužických horách, dosahuje až 80–90 m.

Strop souvrství zde byl určen na základě vůdčích fosilií (Čech et al. 1987). Pískovce se v rámci

teplického souvrství vyskytují ve dvou úrovních – v turonu, resp. coniaku. Turonské pískovce

teplického souvrství mají větší plošný rozsah i mocnost (až kolem 100 m), jsou však odkryty

pouze v nevelkých, erozí oddělených omezených areálech v Lužických horách, v sv. okra-

jové části Českého Švýcarska a v okolí Jablonného v Podještědí, kde nasedají na litologicky

odlišné pískovce jizerského souvrství. Do turonské části souvrství je řazeno i tzv. kozelské

pískovcové těleso (Nádaskay et al. 2018) odkryté jz. od České Lípy. Pískovce v coniacké části

teplického souvrství vystupují na povrch v Lužických horách. Jejich stratigrafickým ekviva-

lentem je spodní část sonnenberských vrstev ve facii převážně jemnozrnných pískovců, vy-

stupujících v z. části Žitavských hor.

Obr. 6-14: Masivní

i nepravidelně

deskovitě odlučné

jemnozrnné pískovce

teplického souvrství.

Opuštěný lom na jz.

svahu Hvozdu. Foto:

J. Valečka, 2019.

GEOLOGIE ČESKO-SASKÉ KŘÍDOVÉ PÁNVE MEZI KRUŠNÝMI HORAMI A JEŠTĚDEM

Celková mocnost souvrství je v důsledku vykliňování pískovců k JZ proměnlivá.

V Lužických horách dosahuje až 180 m, j. od Nového Boru, kde coniacké pískovce již vykli-

ňují, pouze do 100 m. V Žitavských horách je mocnost lückendorfského souvrství do 30 m,

sonnenberských pískovců až 180 m (Voigt et al. 2013).

Bázi souvrství Schrammstein tvoří podél státní hranice a v Sasku hraniční horizont

„γ3“ (Grenzhorizont γ3) reprezentovaný jemnozrnnými prachovitojílovitými pískovci (bází

jednoho z cyklů hrubnoucích do nadloží). Tento horizont se u česko-německé hranice,

v okolí Pravčické brány a Grosser Winterbergu, nachází ve výškové úrovni mezi 360 a 380 m

n. m. (Lamprecht 1928, 1934). Nad ním se stále vyskytují variabilně zrnité křemenné pís-

kovce, převážně v cyklech hrubnoucích do nadloží, korelovatelné se svrchní částí jizerského

souvrství, zastižené v hlubokých vrtech zjz. od České Kamenice (Valečka 1989). V zájmu

sjednocení stratigrafie byly pískovce stupňů „d“ a „e“ v okolí Pravčické brány, Grosser

Winterbergu a Hinterhermsdorfu interpretovány jako ekvivalent teplického souvrství.

V Žitavských horách jizerskému souvrství odpovídá zhruba střední a svrchní část oybin-

ského souvrství (Wilmsen a Niebuhr 2014; Voigt et al. 2013). Dle litologické charakteristiky

oybinského souvrství v Žitavských horách koreluje s bází jizerského souvrství 2–4 m mocný

interval jemně až středně zrnitých pískovců (Voigt et al. 2013). Interval se nachází v úrovni

115–130 m nad bází oybinského souvrství.

resp.

(svrchní část včetně hvozdských a lužských pískovců; coniac)

Březenské souvrství pokrývá rozsáhlé území uprostřed zájmové oblasti v Českém středohoří

a Lužických horách. Na saském území mu v Žitavských horách odpovídá svrchní část wal-

tersdorfského souvrství, jehož stratigrafický rozsah i zachovaná mocnost jsou však výrazně

nižší. Lužské pískovce, tvořené velmi hrubozrnnými pískovci se štěrčíkem, se vyskytují mj.

na hraničním hřebenu mezi Luží a Pěnkavčím vrchem. Není jasné, zda lužské a hvozdské

pískovce, tvořené hlavně bioturbovanými jemnozrnnými pískovci, jsou ve stratigrafické su-

perpozici, anebo se nacházejí přibližně ve stejné stratigrafické úrovni.

Březenské souvrství tvoří značnou část jednoho z nejdůležitějších kolektorů podzemních

vod v projektové oblasti; spolu s podložním teplickým a nadložním merboltickým souvrstvím

tvoří nejvyšší kolektor D. Od nižšího kolektoru BC – který odpovídá pískovcům jizerského sou-

vrství a který je na německém i českém území vůbec nejvýznamnějším kolektorem – je oddě-

len do 100 m mocným izolátorem, zahrnujícím teplické a spodní část březenského souvrství

ve vývoji vápnitých prachovců a jílovců. Blízko okraje pánve mohou být pískovce kolektoru

D propojeny s pískovci teplického souvrství, případně i nižšími turonskými pískovci, přičemž

vytvářejí mocný kolektor BCD. Jeho plošný rozsah je však omezen na úzký pás v blízkosti

lužické poruchy přibližně mezi Rybništěm u Krásné Lípy a vrchem Hvozd.

Báze souvrství oproti teplickému je definována na základě výskytu vůdčích zkamenělin

uvnitř sledu vápnitých prachovců a jílovců nasedajících na pískovce jizerského souvrství

(např. Čech et al. 1987). Celková mocnost souvrství činí v tzv. benešovském příkopu do 450 m

(Čech et al. 1987). V Lužických horách je mocnost souvrství neúplná a dosahuje nejvýše ko-

lem 300 m. Na saském území má souvrství max. mocnost do 30 m v případě lužských, resp.

40 m v případě hvozdských pískovců (Voigt et al. 2013).

V oblasti Lužických hor je souvrství tvořeno převážně křemennými (kvádrovými)

pískovci, které zde místy vytvářejí skalní města (obr. 6-15 a 6-16). Plošný rozsah pískovců

6

|

REGIONÁLNĚGEOLOGICKÁ STAVBA

Obr. 6-15: Erozí

postižené pískovce

březenského souvrství

ve skalním městě

u Sloupu v Čechách.

Foto: M. Vajskebrová,

2015.

GEOLOGIE ČESKO-SASKÉ KŘÍDOVÉ PÁNVE MEZI KRUŠNÝMI HORAMI A JEŠTĚDEM

v březenském souvrství je omezen na Z denudací

v předpolí doubické zlomové zóny a částečně na v. větví

českokamenické zlomové zóny. Dále na JZ křemenné

pískovce rychle přecházejí do silně prachovitojílovitých

jemnozrnných pískovců až písčitých, zčásti vápnitých

jílovitých prachovců až prachovitých vápnitých jílovců

a do flyšoidní facie. Tento přechod je patrný i směrem

k JZ až JV, z území v. části Lužických a Žitavských hor,

k České Lípě a Stráži pod Ralskem. V profilech březen-

ským souvrstvím se zde vyskytují stále tělesa křemen-

ných pískovců, ale na mocnosti nabývají především

vápnitojílovité prachovce až slínovce a v menší míře

i flyšoidní facie. Maximální mocnost flyšoidní facie, ko-

lem 200 m (Valečka a Rejchrt 1973), se zachovala v ob-

lasti tzv. benešovského příkopu. Všechny tři zmíněné

facie jsou interpretovány jako dílčí součásti deltového

sedimentárního systému (Nádaskay a Uličný 2014).

Kvádrové pískovce byly ukládány v prostředí čela delty;

četné sedimentární struktury (např. šikmé a čeřinové

zvrstvení, cosety) poukazují na intenzivní přepracování

uloženin čela delty mořskými proudy, patrně přílivovo-

-odlivovými (Valečka 1979; Uličný 2001). Flyšoidní fa-

cii ukládaly gravitační proudy (např. Valečka a Rejchrt

1973) transportující klastický materiál z čela delty do je-

jich předpolí, příp. do míst, kde byly po většinu času

ukládány vápnité prachovce a jílovce. Pískovcové vložky ve flyšoidní facii mohly být částečně

přepracovány silným bouřkovým vlněním (Valečka 1984). Vrtem 4650_Y Jedlová (Nádaskay

et al. 2019b) byl navíc zastižen sled se střídajícími se křemennými a jílovitoprachovitými

pískovci, resp. prachovci, ukládaný patrně v prostředí blízko pobřeží.

(santon)

Představuje nejmladší část křídového sledu a je přítomno pouze na českém území v plošně

málo rozsáhlých a nesouvislých erozních reliktech o mocnosti max. 200 m (např. Čech et al.

1980), zachovaných mezi vulkanity Českého středohoří. Je tvořeno relativně málo zpevně-

nými křemennými a jílovitoprachovitými pískovci (obr. 6-17) se zvýšeným obsahem živců

(Valečka a Slavík 1985). Polohy pískovců jsou často odděleny vložkami nevápnitých jílovců

a jílovitých prachovců o mocnosti několika cm až 4,5 m. Uloženiny merboltického souvrství

jsou interpretovány jako sedimenty prodelty, tj. nejvzdálenější části deltového systému,

ukládané z nízkohustotních gravitačních proudů iniciovaných povodněmi v přínosovém

fluviálně-deltovém systému (Valečka a Slavík 1985; Uličný et al. 2015).

Sopečná činnost v zájmovém území, která začala na přelomu druhohor a třetihor, tj. asi

před 65 mil. let, náleží k vulkanismu Českého středohoří. Nejstarší vulkanické aktivity jsou

známé jen ve formě polzenitových žil. Vlastní vulkanismus Českého středohoří je vázán

Obr. 6-16: Ichnogenus

Ophiomorpha

v hrubozrnných

pískovcích

březenského souvrství

(lužské pískovce,

coniac). Opuštěné

lomy na Čertově pláni

u Lesného. Foto:

J. Valečka, 2019.

6

|

REGIONÁLNĚGEOLOGICKÁ STAVBA

na vulkanotektonickou zónu pojmenovanou oherský rift. Tato zóna vznikla již dříve ve stabi-

lizované části kontinentu jako reakce na alpinské horotvorné pochody (orogenezi). Porušení

pevninské kůry mělo takový hloubkový dosah, že umožnilo roztaveným hmotám vystoupit

k povrchu. Docházelo k tomu zvláště od eocénu přes oligocén, kdy probíhala nejsilnější

sopečná činnost, až do miocénu. Sopečný komplex se tak vytvořil v době největší vulkanické

aktivity před 40 až 16 miliony let.

V prvních fázích projevů vulkanismu pravděpodobně docházelo k odplyňování hlouběji

umístěných sopečných magmatických krbů podél hluboko dosahujících zlomových struk-

tur. Vznikaly tak silně explozivní vulkány, kterým se říká maary. Jejich přívodní dráhy měly

podobu sopečných intruzivních brekcií. V průběhu dalšího vývoje se rozvíjely složité zlo-

mové stavby riftu za vzniku deprese a vznikalo mnoho možností pro komunikaci magmatu

s povrchem podél četných zlomových linií. Objevily se rozsáhlé výlevy olivinických čedičo-

vých hornin, které převažovaly nad explozivní aktivitou. Žhavé lávy často stékaly do vodního

prostředí v riftové depresi. Vysokým teplotním rozdílem se části láv či celé výlevy přeměnily

a rozpadaly na úlomkovitý sopečný materiál (hyaloklastity). Riftová deprese se následně

vyplňovala sopečnými i organogenními sedimenty. Postupně vulkanická činnost ustávala,

docházelo k erozi a zarovnávání reliéfu.

V následující etapě vývoje vznikl složený vulkán střídáním explozivních a efuzivních

vulkanických produktů z čedičového magmatu bez olivínu. Tyto horniny jsou označované

jako tefrity a tefritové tufy. Ke svému výstupu využívaly již dříve existující přívodní dráhy

nebo dráhy, které vznikaly v souvislosti se stále pokračujícím tektonickým vývojem. V této

fázi značně převládala produkce tufů nad méně rozsáhlými výlevy láv.

Následná sopečná činnost v Českém středohoří (obr. 6-18) pokračovala v důsledku stálé

tektonické aktivity podél oherského riftu a projevovala se výstupy olivinických čedičových

magmat. Důkazem toho jsou plošné intruze a ložní žíly čedičových hornin (Cajz et al. 1996).

Obr. 6-17: Pískovna

v Zubrnicích

představuje

nejinstruktivnější

výchoz nejmladšího

merboltického

souvrství (santon).

Souvrství je zde

budováno několik dm

mocnými lavicemi

křemenných pískovců,

oddělených tenkými

polohami jílovito-

prachovitých pískovců

až písčitých prachovců.

Foto: J. Valečka, 2009.

GEOLOGIE ČESKO-SASKÉ KŘÍDOVÉ PÁNVE MEZI KRUŠNÝMI HORAMI A JEŠTĚDEM

Obr. 6-18: Dlouhé,

dokonale odlučné

šestiboké sloupce

olivinického čediče.

Lokalita Zlatý vrch.

Foto: P. Tomanová

Petrová, 2017.

6

|

REGIONÁLNĚGEOLOGICKÁ STAVBA

Dokladem paleogenní sedimentace jsou hojné valouny, roztroušené na vrcholové části

a na j. a s. svazích protáhlého hřbetu s vrcholy Jelení skála (676 m n. m.) a Stožec (665 m n. m.)

v centrální části Lužických hor (Nývlt et al. 2002). Valouny jsou tvořeny středně až hrubě

zrnitými křemitými pískovci, kvarcity a železitými pískovci, valouny vulkanitů chybějí.

Maximální velikost valounů dosahuje 45 cm, obvykle se pohybuje v intervalu 10 až 20 cm.

Některé valouny nesou stopy eolické koraze. Valouny vznikly před neoidní vulkanickou čin-

ností, jak dokládá kromě jejich složení hlavně jejich nález ve vulkanoklastickém tělese („ko-

mínové brekcii“) na z. svahu Pěnkavčího vrchu (k. 792), jen 1,5 km sv. od Stožce. Vzhledem

ke stáří vulkanické činnosti v okolí lze ukládání valounového pokryvu zařadit nejspíše do eo-

cénu. Do staršího paleogénu náleží i nepatrné relikty říčních sedimentů, málo zpevněných

pískovců, méně i slepenců a jílovců. Tyto relikty, mocné několik m až kolem 10 m, byly zjiš-

těny např. v okolí Volfartic sz. od České Lípy, u Verneřic a Benešova nad Ploučnicí.

Terciérní sedimenty zasahují do zájmového území pouze při v. hranici studovaného území

v okolí Hrádku nad Nisou, izolované ostrůvky se nacházejí u Varnsdorfu (Chlupáč 2002a).

Náležejí žitavské pánvi (resp. její hradecké části), která se nalézá převážně na německém

a polském území. Výplň ze sv.–jz. strany tektonicky omezeného příkopu tvoří sedimenty

oligocenního a především miocenního stáří o celkové mocnosti 400 m s produkty alkalického

vulkanismu hlavní vulkanické fáze (Kopecký 1964). Terciérní sedimenty žitavské pánve jsou

často překryty glacifluviálními až glacilakustrinními štěrkopísky a jíly pleistocenního stáří

o mocnosti až 80 m (u Uhelné, viz Václ a Čadek 1962).

Podloží pánve je budováno zvětralými granitoidy lužického masivu. Bazální loučeň-

ské souvrství oligocenního stáří s kolísající mocností do 140 m zahrnuje těleso sedimentů

v podloží spodní sloje včetně vulkanických těles (Opluštil et al. 2010). Litologicky se jedná

o štěrky, v jejich nadloží se střídají polohy písků a jílů. Nad loučeňským souvrstvím bylo

Obr. 6-19: Zatopený

lom Kristina po těžbě

hnědého uhlí. Foto:

P. Janko, 2015.

GEOLOGIE ČESKO-SASKÉ KŘÍDOVÉ PÁNVE MEZI KRUŠNÝMI HORAMI A JEŠTĚDEM

uloženo faciálně pestré hrádecké souvrství spodnomiocenního stáří dosahující mocnosti

až 380 m. Tvoří je střídající se polohy písčitých a jílovitých vrstev s uhelnými slojemi s polo-

hami štěrků. Významná je svrchní sloj, jejíž mocnost se pohybuje v rozmezí 4–34 m (Chlupáč

2002a; Opluštil et al. 2010). Těžilo se zde od konce 18. století nejprve hlubinným způsobem,

později formou lomové těžby (lom Kristina – dnešní stav viz obr. 6-19). Těžba byla ukončena

v roce 1972 (Horčička a Martinovská 1998).

Z paleogeografického hlediska se jedná o sedimenty průtočných jezer a delt. Poskytly

bohaté floristické nálezy bažinných a lužních rostlin (tisovcovité), teplomilných druhů – ča-

jovníky, vavříny, bažinné cypřiše, olše, borovice atd. (viz např. Konzalová et al. 2000).

Do oblasti mezi Varnsdorfem a Rumburkem zasahuje výběžek seifhennersdorfské

pánve, kde bylo dobýváno od 80. let 18. století oligocenní hnědé uhlí.

Oblast šluknovského i frýdlantského výběžku pokrýval během pleistocénu pevninský ledo-

vec. Ve dvou etapách (elster a saale) se ukládaly glacifluviální a glacilakustrinní sedimenty,

do dnešní doby zachované u Hrádku nad Nisou, u Jablonného v Podještědí, u Varnsdorfu,

Rumburku a Vilémova (obr. 6-20). Typickým sedimentem jsou varvity, které střídáním vrst-

viček různého materiálu dokládají sezónní střídání podnebí. Z dob ledových pocházejí

i pleistocenní návěje spraší a sprašových hlín, které se místy zachovaly v reliktech (největší

plochy např. u Markvartic, mezi Cvikovem a Jablonným v Podještědí). V korytech Labe,

Ploučnice, Nisy a jejich přítoků se ukládaly a dodnes ukládají nivní sedimenty a zejména

v okolí Ploučnice se zachovaly relikty říčních teras tvořených štěrky. Místy se na ukloněných

svazích nalézají svahové sedimenty (pleistocén–holocén) – významné výskyty se nacházejí

např. v údolí Labe, na úpatích svahů jsou pozorovány splachové sedimenty. Zdrojem nej-

mladších antropogenních sedimentů je člověk.

Obr. 6-20: Tilly

v podloží fluviálních

písků a štěrkopísků

s korytovitým

a planárně šikmým

zvrstvením v pískovně

u Grabštejna. Foto:

R. Nádaskay, 2017.

Autorem tohoto citátu je známý německý přírodovědec Alexander von Humboldt. V naší

zrychlené době má člověk často pocit, že ztrácí vztah s přírodou. Přitom lze v krajině vždy

něco pozoruhodného objevit. V této kapitole vám představíme několik geologicky zajímavých

lokalit z území, kterým se zabýváme (obr. 7-1). Oblast Českého Švýcarska i jeho okolí láká

spoustou zážitků k objevování, ať pěšky, na kole nebo i automobilem. Níže uvedené lokality

situované na české straně je možné nalézt v databázi významných geologických lokalit ČGS,

pod příslušným ID

Lokalita Belveder je situována s. od Děčína v horní části kaňonu Labe (obr. 7-2), na jeho pra-

vém břehu u obce Labská Stráň. Údolí je v horní části lemováno souvislými, až 75 m vysokými

Obr. 7-1: Přehledná

mapa geologicky

zajímavých

a vybraných lokalit.

GEOLOGIE ČESKO-SASKÉ KŘÍDOVÉ PÁNVE MEZI KRUŠNÝMI HORAMI A JEŠTĚDEM

skalními stěnami, tvořenými hlavně pískovci bělohorského souvrství, v nejvyšší části údolí

i pískovci jizerského souvrství. Lokalita Belveder zaujímá nejbližší okolí vyhlídkové terasy,

umístěné na plochém vrcholu vysokého skalního bloku v úrovni 160 m nad hladinou Labe.

K terase přiléhá malá salla terrena (obr. 7-3), vysekaná do několika metrů vysoké skály. Jedná

se o nejstarší vyhlídku v Českém Švýcarsku postavenou roku 1711, kterou nechal vybudovat

František Karel Clary-Aldringen. Nejprve sloužila k pořádání koncertů pro šlechtu, později ji

začali navštěvovat hojně turisté.

Z geologického hlediska je lokalita důležitá přítomností hranice mezi bělohorským a ji-

zerským souvrstvím, která je litologicky ostrá a morfologicky se projevuje nápadným, ústupo-

vým terénním stupněm. Povrch vyhlídkové plošiny Belvederu je totožný s nerovnou vrstevní

plochou tvořící strop bělohorského souvrství, místy s projevy proželeznění. Střední a svrchní

část souvrství je tvořena tvrdými, silicifikovanými středně až hrubě zrnitými křemennými pís-

kovci s příměsí štěrčíku, místy se hromadícím do ostře ohraničených poloh až několik dm

mocných. Pro bělohorské pískovce je typické hojné šikmé zvrstvení, hlavně tabulárního typu.

Na vrstevní ploše ve stropu bělohorského souvrství jsou patrny hojné válcovité rozvětvené bio-

turbační textury typu

. Na hrubé pískovce bělohorského souvrství ostře nasedají

žlutavé, dobře vytříděné, jemně až středně zrnité pískovce bazální části jizerského souvrství.

Ty tvoří skalní výchoz se salla terrenou u v. okraje vyhlídkové plošiny. Pískovce jsou inten-

Obr. 7-2: Pohled

z vyhlídky Belveder

do údolí Labe. Foto:

M. Souček, 2018.

7| GEOLOGICKY ZAJÍMAVÉ A VÝZNAMNÉ LOKALITY

zivně bioturbovány. Síť válcovitých rozvětvených bioturbačních textur klasifikovaných jako

vytváří natolik dominantní texturu, že lze hovořit o „

eventu“.

Rozhraní mezi bělohorským a jizerským souvrstvím indikuje krátké přerušení sedimentace,

ukončení dynamické sedimentace ovlivňované silným prouděním u dna a nástup relativně

klidné sedimentace jemného písčitého materiálu, doprovázené intenzivní hrabavou činností

drobných krabů. Vývoj litologické hranice u Belvederu je typový a dobře korelovatelný jak ve

výchozech, tak ve vrtných profilech v oblasti Českého Švýcarska na Z i V od kaňonu Labe.

Antecedentní kaňon Labe (obr. 7-4) v Děčínské vrchovině a v Labském pískovcovém po-

hoří v sousedním Sasku je místy přes 300 m hluboký, což z něj činí nejhlubší říční kaňon

ve střední Evropě. Byl vytvořen během spodního a středního pleistocénu etapovitým zahlu-

bováním řeky do pískovců a podřízeně i prachovců a slínovců svrchní křídy a místy i do jejich

krystalinického podloží.

Obr. 7-3: Vyhlídková

terasa Belveder se

sallou terrenou,

vytesaná v pískovci

bělohorského

a v nejvyšší části

i v pískovci jizerského

souvrství. Foto:

P. Hejtmánková, 2018.

GEOLOGIE ČESKO-SASKÉ KŘÍDOVÉ PÁNVE MEZI KRUŠNÝMI HORAMI A JEŠTĚDEM

V úseku mezi Čertovou Vodou a Loubí u Děčína je na dně údolí obnaženo podloží křídy.

Na pravém břehu vychází granodiority lužického masivu spolu s kontaktně metamorfovanými

svrchnoproterozoickými drobami (rohovci, obr. 7-5). Přímo korytem Labe probíhá tzv. zápa-

dolužický zlom, který lužický masiv odděluje od spodnopaleozoických fylitů a metabazitů lab-

ského břidličného pohoří na levém břehu Labe. Představuje jediný výchoz hornin labského

břidličného pohoří v Čechách na rozdíl od Saska, kde tvoří rozsáhlé výchozy. Západolužický

zlom sekvenci křídových hornin nijak neporušuje.

V nadloží se nacházejí sedimenty svrchní křídy, které jsou od podloží do nadloží čle-

něny na perucko-korycanské, bělohorské a jizerské souvrství (cenoman až střední turon).

Jizerské souvrství vystupuje ve větší mocnosti až v okolí Hřenska a dále k S. Na saském území

jim odpovídají souvrství Oberhäslich (cenoman), resp. Schmilka a Postelwitz (turon). Celý

sled svrchní křídy i jejího podloží je odkryt i díky tektonickému úklonu. Horninový komplex,

kterým kaňon Labe probíhá, je ukloněn pod uhlem kolem 3–3,5° k SSV.

Z hlediska historické a dynamické geologie představuje oblast širšího okolí dnešního

kaňonu oslabenou zónu na okraji Českého masivu. Ve druhohorách právě tudy probíhaly

Obr. 7-4: Údolí Labe,

pohled do nejhlubšího

kaňonu střední

Evropy lemovaného

pískovci sasko-české

křídové pánve.

Foto: K. Motyčková

a J. Šír, 2013.

7| GEOLOGICKY ZAJÍMAVÉ A VÝZNAMNÉ LOKALITY

opakované transgrese epikontinentálních moří dále do nitra Českého masivu. Pro neo-

tektonickou etapu jejího vývoje jsou naopak charakteristické opětovné kerné zdvihy. Přesto

je tato oblast v současné době erozní bází převážné části Českého masivu. Morfostruktura

území se formovala na křížení dvou, v rámci celého Českého masivu důležitých, dlouho-

době aktivních tektonických zón prvého řádu. První z nich je labský lineament o generelním

směru SZ–JV, který byl opakovaně tektonicky aktivován již od proterozoika. Ve svrchní křídě

a kenozoiku však aktivní patrně nebyl. Druhá tektonická zóna, krušnohorská zlomová zóna,

je orientovaná sv.–jz. směrem. Východním směrem pokračuje jako děčínsko-doubická zlo-

mová zóna.

Bohatost geomorfologických forem je unikátní v evropském měřítku. Zastoupeny

jsou makroformy reliéfu (kaňony, skalní města, strukturní plošiny, až 150 m vysoké skalní

stěny), mezoformy (skalní brány, skalní okna, převisy, skalní pyramidy, hřiby, pseudokrasové

jeskyně) i mimořádně rozmanitá škála mikroforem (škrapy, rýhy, různé typy tzv. voštin,

dutin aj.).

Obr. 7-5: Výchozy

rohovců v údolí Labe.

Foto: Š. Mrázová, 2018.

GEOLOGIE ČESKO-SASKÉ KŘÍDOVÉ PÁNVE MEZI KRUŠNÝMI HORAMI A JEŠTĚDEM

Zatopené jámové lomy (obr. 7-6) se nachází 1,5 km zjz. od zámku v Lipové, asi 1,3 km

v. od kóty 502 m (Ječný vrch) ve Šluknovském výběžku. V opuštěném lomu se těžil především

lužický granodiorit s žílami doleritu (obr. 7-7). Biotitický granodiorit je středně až drobně

zrnitá, nevýrazně porfyrická hornina. V čerstvém stavu je světle šedá, navětráním zbarvená

do rezava, převážně všesměrně zrnitá, místy nevýrazně usměrněná. Hlavní minerální slo-

žení tvoří křemen, plagioklas, draselný živec a biotit, jako vedlejší minerály se místy vyskytují

muskovit, amfibol nebo chlorit. Akcesorické minerály jsou zastoupeny především apatitem

a zirkonem, místy epidotem a titanitem.

Granodiorit je většinou silně zvětralý v mocnosti i několik metrů. Z granodioritových

eluvií vyvětrávají až několik metrů velké kulovité nebo bochníkovité balvany. Těžba v lomech

byla ukončena po roce 2003.

Obr. 7-6: Zatopený

jámový lom v lužickém

granodioritu u Lipové.

Foto: M. Vajskebrová,

2019.

7| GEOLOGICKY ZAJÍMAVÉ A VÝZNAMNÉ LOKALITY

4a. Zelený kříž

Lokalita se nalézá na křižovatce turistických cest mezi obcemi Brtníky a Kunratice, na níž byl

na oslavu ukončení léta 2008 postaven kamenný menhir z rumburského granitu (obr. 7-8).

Biotitický granit často vyvětrává do velkých bloků (obr. 7-9). Kolem křižovatky se v lese nachá-

zejí velké balvany (až 5 × 4 × 3 m) rumburského biotitického granitu. Rumburský granit v této

oblasti byl tektonickými pohyby vysunut z podloží lužického granodioritu a tvoří omezenou

kru. Biotitický granit je hrubě zrnitý až velkozrnný, často porfyrický s namodralými křemeny

a vyrostlicemi draselného živce o velikosti až 15 cm. Z tmavých minerálů je přítomná slída –

biotit. V okolí křižovatky lesních cest se místy nalézají také balvany o velikosti až 2 × 2 × 1 m

jak drobně zrnitého porfyrického rumburského granitu, tak i lužického středně zrnitého bio-

titického granodioritu.

Obr. 7-7: Lužický

granodiorit s žílou

doleritu v lomu

u Lipové. Foto:

M. Vajskebrová, 2019.

GEOLOGIE ČESKO-SASKÉ KŘÍDOVÉ PÁNVE MEZI KRUŠNÝMI HORAMI A JEŠTĚDEM

4b. Horní Podluží – Žulovec

Asi 1 km jz. od obce Horní Podluží, na v. úpatí vrchu Žulovec (566 m n. m.), se nachází opuš-

těný stěnový lom o rozměrech cca 60 × 40 m a výšce stěn 5–7 m (obr. 7-10). V současné době

opuštěný lom částečně zarůstá náletovými dřevinami. Těženou horninou zde byl rumburský

biotitický granit nebo jeho rozvětralé eluvium jako štěrk. Biotitický granit je hrubě zrnitý,

porfyrický. Obsahuje modravě šedý křemen a vyrostlice draselného živce. Je silně rozpukaný

a navětralý, prakticky se rozpadá na grus (granitový štěrčík). Relativně čerstvý biotitický granit

se nachází pouze v levé části lomu.

Rumburský granit v okolí vrchu Žulovec tvoří tektonicky omezený blok oddělený od star-

ších magmatických intruzí lužického masivu. Rumburský granit, který intrudoval do svrchní

kůry v období kambria, cca před 500–490 mil. let, je součástí granitoidů lužického masivu

a představuje jeho mladší intruzivní členy.

Ve vrcholové části Zlatého vrchu (kóta 656,6 m) se nachází, dnes opuštěným lomem odkrytá,

dokonale vyvinutá sloupcovitá odlučnost v tělese olivinického alkalického bazaltu s nefe-

linem s mimořádnou délkou sloupů (obr. 7-11), vyhlášená jako národní přírodní památka

v CHKO Lužické hory dne 28. února 1964.

Vrcholovou část Zlatého vrchu tvoří vulkanický peň, vypreparovaný z křídových pís-

kovců březenského souvrství coniackého stáří. Na východní a jv. straně vrcholové partie byl

Obr. 7-8: Kamenný

menhir z rumburského

granitu vztyčený

na křižovatce cest

mezi obcemi Brtníky

a Kunratice. Foto:

P. Tomanová Petrová,

2018.

> Obr. 7-9: Balvany

rumburského

biotitického granitu

na lokalitě Zelený kříž.

Foto: M. Vajskebrová,

2018.

7| GEOLOGICKY ZAJÍMAVÉ A VÝZNAMNÉ LOKALITY

Obr. 7-10: Opuštěný

stěnový lom v silně

rozpukaném

a navětralém

biotitickém granitu

rumburského typu

na úpatí vrchu Žulovec.

Foto: Š. Mrázová, 2019.

Obr. 7-11: Sloupce

nefelinického bazanitu

s čepicí ze sklovitého

olivinického čediče

na lokalitě Zlatý vrch.

Foto: Z. Skácelová,

2016.

GEOLOGIE ČESKO-SASKÉ KŘÍDOVÉ PÁNVE MEZI KRUŠNÝMI HORAMI A JEŠTĚDEM

v minulosti založen rozsáhlý, dnes opuštěný lom, v němž probíhala těžba sloupkovitého če-

diče. Šestiboké sloupky (obr. 7-12) dosahující délky až 30 m vytvářejí tzv. kamenné varhany

(svou délkou jsou tak vyšší než na známější lokalitě Panská skála u Kamenického Šenova).

Orientace sloupků je závislá na směru chladnutí. Je pravděpodobné, že v první fázi vznikl

maarový kráter, ve kterém se následně vytvořilo lávové jezero, kde utuhly sloupce v trychtý-

řovitém tvaru (Rapprich 2012). Vulkanické těleso sestává ze tří hlavních facií. Podložní těleso

(v s. části lomu) je tvořené nefelinickým bazanitem. Hlavní facii reprezentují dokonale od-

lučné dlouhé sloupce olivinického čediče, které mohly vzniknout pouze v prostředí s poma-

lým ochlazováním magmatu a s tepelnými gradienty nijak nerušenými okolními vlivy. Horní

facii ve tvaru čepice formuje sklovitý olivinický čedič. Nepravidelné sloupce svědčí o tom, že

k tuhnutí došlo rychle.

V přírodní rezervaci Vápenka jsou nejlépe uchované jurské sedimenty brtnického i dou-

bického souvrství (Klein et al. 1971; Přichystal 2009). V nadloží permských pískovců jsou

Obr. 7-12: Pěti-

a šestiboké sloupce

nefelinického bazanitu

na lokalitě Zlatý vrch.

Foto: P. Hejtmánková,

2018.

7| GEOLOGICKY ZAJÍMAVÉ A VÝZNAMNÉ LOKALITY

uloženy bazální klastické polohy tvořené jurskými středně až hrubě zrnitými pískovci, místy

s jílovitým i karbonátovým tmelem. V nadloží se nalézají dolomitické vápence až dolomity

a červeně zbarvené pískovce. Hranice mezi klastickými a karbonátovými horninami je ne-

zřetelná.

Z faunistického hlediska se ve světle šedých vápencích vyskytují ramenonožci rodu

s drtí článků lilijic (Fediuk et al. 1958). Stáří sedimentů je od callovianu do kim-

meridže (střední–svrchní jura). Sedimenty jury byly přesunuty přes křídové horniny podél

lužického zlomu v podobě tektonických čoček (mezi granity a křídovými pískovci).

Odkryvy jurských sedimentů (obr. 6-9) jsou zachovány v několika opuštěných stěnových,

zčásti i jámových lomech o rozměrech cca 135 × 150 × 35 m, místy s opuštěnými štolami

(obr. 6-10), v nichž se od roku 1869 těžil vápenec pro místní malou vápenku. Dolomitické

vápence obsahují rudní minerály mj. s obsahem mědi. Na řadě puklin jsou viditelné povlaky

azuritu, méně malachitu. Severozápadním směrem od lomu je označeno místo někdejší

šachtice Vlčí hora, kde byl provoz ukončen v roce 1888. V roce 2004 bylo toto staré důlní dílo

zlikvidováno zásypem drceného kameniva a zakryto uzavíracím betonovým povalem.

V blízkém okolí lomů jsou v úlomcích, případně drobných výchozech, odkryty granitoidy

lužického masivu, permské křemenné, popř. i arkózové pískovce s vložkami aleuropelitů, jem-

Obr. 7-13: Radiální

pukliny ve vulkanitech

na lokalitě Doubice –

Vápenka. Foto:

Š. Mrázová, 2017.

GEOLOGIE ČESKO-SASKÉ KŘÍDOVÉ PÁNVE MEZI KRUŠNÝMI HORAMI A JEŠTĚDEM

nozrnné slabě prachovité pískovce březenského souvrství (svrchní křída, coniac) a v úlomcích

a balvanitých výchozech i dva drobné žilné průniky neovulkanitů (obr. 7-13), zastoupené

nefelinickým bazanitem, respektive nefelinickým tefritem s příměsí olivínu (Klein et al. 1971).

7a. Sloupské skalní město

Sloupské skalní město situované jv. od Nového Boru představuje poměrně rozsáhlý výcho-

zový areál pískovců březenského souvrství (coniac) zachovaných kolem vulkanické elevace

(lakolitu). Vulkanické horniny tvořící jádro skalního města vystupují pouze ve vrcholových

partiích Slavíčka (535 m n. m.). Spektakulární výchozy pískovců březenského souvrství (tzv.

sloupského kvádru) se nacházejí zejména pod skalním hradem v obci Sloup (obr. 7-14), dílčí

části samotného skalního města jsou dobře přístupné z j. strany z obce Svojkov.

Pod skalním hradem Sloup jsou viditelné tzv. klinoformy (neboli foresety), tj. šikmo uklo-

něné plochy oddělující jednotlivé, obvykle několik metrů mocné polohy pískovců ukládaných

Obr. 7-14: Skalní

hrad Sloup v Čechách

postavený do pískovců

březenského souvrství.

Foto: M. Vajskebrová,

2015.

7| GEOLOGICKY ZAJÍMAVÉ A VÝZNAMNÉ LOKALITY

v prostředí čela hrubozrnné delty (Nádaskay a Uličný 2014). V rámci klinoforem je dobře

rozpoznatelná celá škála sedimentárních struktur – nejčastěji paralelní či šikmé zvrstvení.

Nejpatrnější jsou však na první pohled masivní polohy tvořené hrubozrnnými pískovci, které

představují výplně tzv. erozních žlabů, dlouhých až první desítky metrů a mocných několik

metrů. Tyto erozní žlaby vznikly a byly vyplněny díky kolísající dynamice proudění na uklo-

něném čele delty. Nejvyšší mocnosti dosahuje sled klinoforem ve sloupském skalním městě

u Svojkova, např. na lokalitě Dědovy kameny je to až 70 m zachovaný mocný interval. V pís-

kovcích (obr. 7-15) je možné navštívit řadu turisticky lákavých lokalit – skalní divadlo nedaleko

hradu Sloup, Modlivý důl a další.

7b. Okolí Cvikova, Dutý kámen

Dutý kámen (379 m n. m.) je přibližně 600 m dlouhý zalesněný hřbítek, vybíhající v jz.–sv.

směru od silnice ze Cvikova do Kunratic, asi 0,5 km od Drnovce. Hřbet vystupuje 20–30 m nad

Obr. 7-15: Šikmo

uložené pískovce

březenského souvrství

ve skalním divadle

u Sloupu v Čechách.

Foto: P. Tomanová

Petrová, 2018.

GEOLOGIE ČESKO-SASKÉ KŘÍDOVÉ PÁNVE MEZI KRUŠNÝMI HORAMI A JEŠTĚDEM

okolní terén a je tvořen částečně silicifikovaným křídovým pískovcem březenského souvrství

(obr. 7-16), což je jedno z nejmladších souvrství české křídové pánve. Pískovec je světle šedý

až žlutavý, převážně lavicovitý, většinou s masivní texturou, místy subhorizontálně vrstvený,

ve spodní části s častým planárním šikmým zvrstvením v polohách mocných až přes 1 m. Je

středně zrnitý, obsahuje hrubozrnnou příměs a vtroušené křemenné valounky do 5–7 mm.

Po celé délce 300–400 m je protnutý mocnou žílou třetihorní vyvřelé horniny zvané polzenit.

Tato žíla ale nikde na povrchu nevystupuje, takže její existence byla potvrzena teprve při

hloubení silničního zářezu v 90. letech 20. století. Dutý kámen je pozoruhodný především

sloupcovým rozpadem pískovce.

Vznik pískovcových sloupečků na Dutém kameni (obr. 7-17) způsobila vyvřelá hornina

(polzenitová žíla), která sice nepronikla až k povrchu, ale horké plyny a páry, které její průnik

doprovázely, stoupaly po puklinách vzhůru a zahřály okolní pískovec na vysokou teplotu. Tato

teplota sice nestačila k roztavení horniny, ale způsobila její zpevnění prokřemeněním. Při

následném chladnutí došlo spolu se zmenšováním objemu horniny ke vzniku kontrakčních

trhlin a k rozpukání pískovce na tenké svislé desky. V nejbližším okolí puklin, kde bylo zahřátí

nejintenzivnější, byly tyto desky rozděleny ještě příčnými trhlinami na menší části, a tam, kde

došlo k velkému zhuštění příčných trhlin, vznikly drobné čtyř- až šestiboké pískovcové slou-

pečky. Proto jsou sloupečky vyvinuté jen v těsné blízkosti puklin a ve větší vzdálenosti rychle

přecházejí přes deskovité partie do celistvého pískovce (Balatka a Sládek 1972; Havránek

1982). Na Dutém kameni je sloupcová odlučnost pískovce viditelná na několika místech, ale

nejlépe je vyvinuta na 2,5 m vysokém skalním suku, který stojí asi uprostřed hřbetu (obr. 7-17).

Obr. 7-16: Pískovce

březenského

souvrství na lokalitě

Dutý kámen. Foto:

P. Tomanová Petrová,

2019.

7| GEOLOGICKY ZAJÍMAVÉ A VÝZNAMNÉ LOKALITY

Obr. 7-17: Pískovcové

sloupečky na Dutém

kameni způsobené

vlivem prohřátí kolem

polzenitové žíly.

Foto: P. Tomanová

Petrová, 2018.

GEOLOGIE ČESKO-SASKÉ KŘÍDOVÉ PÁNVE MEZI KRUŠNÝMI HORAMI A JEŠTĚDEM

Obr. 7-18: Sluneční

hodiny vytesané

v pískovcích

březenského souvrství

na vrcholové partii

hřbetu nedaleko

lokality PP Dutý

kámen. Foto:

P. Tomanová Petrová,

2018.

Obr. 7-19: Vzpomínka

na básníka Körnera

vytesaná do pískovců

březenského souvrství

na lokalitě Dutý

kámen u Cvikova.

Foto: P. Tomanová

Petrová, 2018.

7| GEOLOGICKY ZAJÍMAVÉ A VÝZNAMNÉ LOKALITY

Výrazným prvkem pískovcového skalního mezoreliéfu jsou tafoni a drobné jeskyně.

Kromě toho zde zvětrávajícími a odnosovými procesy vzniklo velké množství zajímavých

geomorfologických útvarů – neobvyklá hřibovitá skalní věž s názvem Dutý kámen, skalní

okno či voštiny.

Dutý kámen byl využíván od počátku 19. století především k těžbě pískovce. Jámy po lá-

mání pískovcových sloupků jsou dosud patrné kolem cesty v s. části hřbetu, větší pískovcové

kvádry se lámaly zejména v okolí vyhlídky na j. konci hřbetu. Pískovec se těžil také ve velkém

lomu na v. svahu, v jehož hlavní stěně je dobře patrný vztah pískovcových sloupečků k dlouhé

vodorovné puklině. Ve zdejších lomech se lámal i kámen na stavbu věže cvikovského kostela

sv. Alžběty.

Ze hřbetu se nabízejí úchvatné pohledy do krajiny a na vrcholové partii byly v pískovci

vytesány sluneční hodiny (obr. 7-18). V roce 2005 zde byla díky občanskému sdružení Drobné

památky Severních Čech instalována mosazná destička věnovaná saskému básníku Körnerovi

(obr. 7-19).

Nejlépe zachovaná hradní zřícenina v Lužických horách zvaná Tolštejn byla vybudována

na jednom ze segmentů znělcových žil tvořících stejnojmenný vrchol, který souvisí se vzni-

kem rozsáhlejšího lakolitu Jedlové a vznikl v období oligocénu až miocénu. Jde o mohutnou

znělcovou žílu vypreparovanou erozí z křídových sedimentů. Fonolit (obr. 7-20) se vyzna-

čuje tlustě sloupcovitou odlučností, šestiboké sloupce jsou orientovány kolmo k rovině žíly.

Současná podoba vrcholu není dána pouze erozí, ale i lidskou činností při stavbě hradu.

Asi 250 m na JZ od sedla pod Tolštejnem se z louky tyčí téměř svislá skalní zeď deskovitého

tvaru, která představuje nejreprezentativnější část znělcové žíly (Rapprich 2012). Na rozdíl

od čediče má znělec zajímavou odlučnost do větších šestibokých sloupců orientovaných

kolmo k rovině žíly.

Z vrcholu, přístupného po železném schodišti, je pěkný výhled do okolí na CHKO Lužické

hory a do údolí na Jiřetín, Horní a Dolní Podluží a Varnsdorf, za nimiž jsou na obzoru vrchy

Šluknovské pahorkatiny a Lužice.

Großer Stein (Velký kámen), zvaný též Goethekopf (Goethova hlava) se nachází 1 km

j. od obce Leutersdorf a cca 1 km sz. od obce Spitzkunnersdorf. Geologický výchoz je tvořen

čedičem a znělcem (fonolitem). Tento nízký vrcholek při pohledu ze správného úhlu připo-

míná profil německého básníka Johanna Wolfganga von Goetheho (obr. 7-21). Čedič a v jeho

nadloží se vyskytující znělec je svědkem nejmladší vulkanické činnosti na tomto území. Čedič

je často využíván jako stavební materiál (například na výrobu štěrku), a proto se i na této

lokalitě uvažovalo o jeho těžbě. Díky iniciativě ochránců přírody se jej však podařilo před

těžbou uchránit.

GEOLOGIE ČESKO-SASKÉ KŘÍDOVÉ PÁNVE MEZI KRUŠNÝMI HORAMI A JEŠTĚDEM

Jihozápadně od lázeňské obce Kurort Johnsdorf v chráněné oblasti Jonsdorfer

Felsenstadt (Jonsdorfské skalní město) se při cestě nachází několik pískovců ve tvaru

sloupců. Tyto svisle stojící sloupce, podobné píšťalám varhan (obr. 7-22), jsou pro pís-

kovec netypické. Jejich tvar vznikl kontaktem se žhavou lávou a následným ochlazením.

Velké varhany mají rozměr zhruba 5 × 9 metrů, Malé varhany jsou vysoké 2 m a jednotlivé

sloupce mají průměr cca 15 cm.

Ojedinělý přírodní útvar Jánské kameny se nalézá s. od Krompachu na česko-německých

hranicích. Bývají též nazývány druhou Čertovou zdí. Na obou stranách hranice zde byly v mi-

nulosti postaveny turistické chaty a také vyhlídky. První horská bouda s vyhlídkovou plošinou

byla postavena roku 1881.

Obr. 7-20: Znělce

u Tolštejna. Foto:

M. Vajskebrová, 2018.

7| GEOLOGICKY ZAJÍMAVÉ A VÝZNAMNÉ LOKALITY

Obr. 7-21: Čedičem

a znělcem tvořený

skalní útvar

připomínající

Goethovu hlavu,

lokalita Großer Stein

(Velký kámen). Foto:

B. Mlčoch, 2019.

Obr. 7-22: Sloupcová

odlučnost v pískovcích

na saské straně

nedaleko od lázeňské

obce Kurort Jonsdorf,

lokalita Velké a Malé

varhany. Foto:

H. J. Schönherr, 2011.

GEOLOGIE ČESKO-SASKÉ KŘÍDOVÉ PÁNVE MEZI KRUŠNÝMI HORAMI A JEŠTĚDEM

Obr. 7-23: Žíla

nefelinického tefritu až

čediče s horizontálním

uspořádáním čtyř-

až šestibokých

kamenných sloupů

s vyhlídkovou

plošinou. Foto:

B. Mlčoch, 2017.

Obr. 7-24:

Panoramatický

výhled do Saska

s dominujícím skalním

masivem Oybinu

s mohutnými zbytky

hradu a kláštera.

V pozadí terciérní

žitavská pánev.

Foto: B. Mlčoch, 2018.

7| GEOLOGICKY ZAJÍMAVÉ A VÝZNAMNÉ LOKALITY

Z geologického hlediska se jedná o zbytky 700 m dlouhé žíly nefelinického tefritu až

čediče s horizontálním uspořádáním čtyř- až šestibokých kamenných sloupů (obr. 7-23).

Mocnost žíly se pohybuje mezi 2 a více než 4 m, na nejvyšší skále dosahující 10 m je posta-

vena vyhlídková plošina. Žíla v třetihorách vyplnila rozsáhlou puklinu z.–v. směru v měkčích

pískovcích bělohorského a jizerského souvrství (resp. oybinského souvrství), později byla

zvětrávací činností vypreparována a vystoupila nad okolní reliéf v podobě zdi.

Z lokality je překrásný panoramatický výhled do Saska s dominujícím skalním masivem

Oybinu s mohutnými zbytky hradu a kláštera (obr. 7-24). Okružní naučná stezka s 11 zastave-

ními návštěvníky informuje o botanice, zoologii a geologii Lužických a Žitavských hor a také

o historii Jánských kamenů. Na stanovištích jsou umístěny herní a pohybové prvky (divoké

kořeny, dřevěná zvonkohra atd.).

Jedná se o nejznámější pískovcové skalní útvary z období křídy v Žitavských horách (Zittauer

Gebirge) a oblíbený cíl horolezců. Skal ve tvaru kalicha či hřibu (obr. 7-25) se v Žitavských

horách nachází cca 80, tu nejznámější z nich lze nalézt j. od lázeňské obce Oybin. Jejich

jedinečné tvary v podobě květního kalichu či hřibu vznikly během mladšího pleistocénu pa-

trně působením větrné eroze a účinků vody, přičemž jejich dolní část podléhala zvětrávání

snadněji nežli horní. Červené zabarvení pískovců bylo způsobeno vysrážením oxidů železa

v důsledku intenzivní vulkanické činnosti v období třetihor.

Obr. 7-25: Skalní hřiby

u Lückendorfu. Foto:

P. Tomanová Petrová,

2019.

GEOLOGIE ČESKO-SASKÉ KŘÍDOVÉ PÁNVE MEZI KRUŠNÝMI HORAMI A JEŠTĚDEM

Obr. 7-26: Vysrážené

železité konkrece

v pískovci, lokalita

Mušlový sál u Oybinu.

Foto: M. Vajskebrová,

2019.

Tak zvaný Muschelsaal (Mušlový sál) je situovaný asi 600 m jv. od lázeňské obce Oybin

a zhruba 800 m sz. od obce Lückendorf. Přestože v sedimentech nejsou fosilní schránky vzác-

ností, název lokality Mušlový sál je v tomto případě zavádějící. Během třetihor zde v důsledku

nárůstu hladiny podzemní vody a výlevu lávy s železitými termálními vývěry, plyny a parami

došlo v pískovci k vysrážení a akumulaci železitých konkrecí. Tyto miskovité sraženiny daly

místu jeho jméno. Dnes na výchozu můžeme pozorovat nejrůznější formy jako např. vypouk-

liny (mozoly), kroužky, pásky a kulovité misky (obr. 7-26).

V blízkosti restaurace Töpferbaude nedaleko vrchu Töpferberg (582 m n. m.) u obce Oybin

stojí Skalní brána (Felsentor) (obr. 7-27).

Jedná se o hranatou pískovcovou skálu, která je sekundárně prokřemenělá v souvislosti

s aktivitou na lužickém zlomu. Díky impregnaci získal pískovec silnou odolnost vůči zvětrá-

vání. Skalní brána nabízí krásný výhled do okolní krajiny. V bližším okolí lze nalézt pískov-

cové útvary vzniklé v důsledku zvětrávání, mimo jiné například Brütende Henne (Kvočna),

Schildkröte (Želva) nebo Saurier (Praještěr).

7| GEOLOGICKY ZAJÍMAVÉ A VÝZNAMNÉ LOKALITY

15a. Kozí hřbety, Ostrý vrch, Vysoká

Lokalita Kozí hřbety se nachází ve vrcholových partií hřbetu, sz. od vrchu Vysoká (545 m

n. m.) a pokračuje až k Ostrému vrchu (511 m n. m.). Je tvořena řadou skalních výchozů kře-

menných pískovců. Tyto pískovce patří ke korycanským vrstvám (svrchní cenoman), tj.

k nejstarším mořským sedimentům svrchní křídy. Jejich ekvivalentem v Sasku v nedalekých

Žitavských horách je souvrství Oberhäslich. Křemenné pískovce jsou zde tektonicky výrazně

ukloněné k J až JZ, případně až vztyčené a svými tvary připomínají kozí hřbet (obr. 7-28).

Kontakt s krystalickými horninami spodního paleozoika je tektonický. Mezi vrchem Vysoká

a Kozími hřbety probíhá pravděpodobně jeden ze segmentů lužického zlomu orientovaný

sz.–jv. směrem. Na sever od tohoto zlomu lze nalézt drobný výchoz metabazitů (zelených

břidlic), které jsou řazeny ke krkonošsko-jizerskému krystaliniku, resp. ještědské skupině

(devon).

V zalesněném svahu vrchu Vysoká (545 m n. m.) se nachází kamenité sutě, jež jsou stratigra-

ficky významnou paleontologickou lokalitou a které poskytují důkaz o devonském stáří produktů

bazického vulkanismu a sedimentace karbonátů. Fosiliferními vrstvami na lokalitě jsou tufity,

tj. sedimentární horniny s hojnou vulkanoklastickou napadávkou a s nimi sdružené karbonáty,

obsahující korálovou a brachiopodovou faunu patrně stupně frasn (Galle a Chlupáč

1976).

Obr. 7-27: Skalní

brána sloužící jako

hojně navštěvovaná

vyhlídka. Foto:

B. Mlčoch, 2019.

GEOLOGIE ČESKO-SASKÉ KŘÍDOVÉ PÁNVE MEZI KRUŠNÝMI HORAMI A JEŠTĚDEM

15b. Sloní kameny (Bílé skály)

Skupina skal se nachází v sz. části Ještědského hřbetu, s. od obce Jítrava, na jz. úbočí vrchu

Vysoká (545 m n. m.). Je dobře viditelná od hlavní silnice Děčín–Liberec. Lokalita je tvořena

až cca 20 m mocnými výchozy křemenných pískovců jizerského souvrství (střední–svrchní

turon). Tyto pískovce se v důsledku charakteristického stylu rozpadu často označují jako

„kvádrové“. Jsou středně až hrubě zrnité s poměrně výraznou kaolinickou příměsí. Přítomny

jsou četné sedimentární struktury, především korytové a planární šikmé zvrstvení. V případě

Sloních kamenů jsou pískovce neobvykle vyhlazené do charakteristických oblých hřibovitých

až pravidelně kulovitých tvarů. Skály se vyznačují mimořádným zaoblením povrchu, přede-

vším ve vrcholových částech. Na vrcholu jedné ze skal se nachází zajímavý geomorfologický

útvar – dobře vyvinutá oválná skalní mísa s odtokovým žlábkem. Další zajímavostí je několik

pseudokrasových jeskyněk a dutin vzniklých vyvětráváním a odnosem hrubozrnnějších poloh

v pískovci. Některé skalní útvary připomínají hřbety a hlavy slonů – odtud lze odvozovat místní

název „Sloní kameny“ (obr. 7-29).

Lokalita se nachází v předpolí lužického zlomu, oddělujícího českou křídovou pánev

od ještědského krystalinika. Původně vodorovně uložené vrstvy pískovců jsou zde díky tek-

tonickým pohybům ukloněny pod strmým uhlem (kolem 20°) generelně k JV (obr. 7-30).

Obr. 7-28: Morfologicky zajímavé kozí hřbety nedaleko Ostrého

vrchu tvořené křemennými pískovci korycanských vrstev.

Foto: Z. Skácelová, 2013.

Obr. 7-29: Pískovce jizerského souvrství zaoblené do kulovitých

tvarů, Sloní kameny u Jítravy. Foto: B. Mlčoch, 2017.

7| GEOLOGICKY ZAJÍMAVÉ A VÝZNAMNÉ LOKALITY

Na saském území se vyskytují horniny obdobného stáří v souvrství Oybin a nad stej-

nojmennou obcí na nich byl zbudován hrad a klášter, které jsou dnes k vidění v podobě

impozantní zříceniny.

Na severovýchodním okraji obce Kryštofovo Údolí, 1,5 km sv. od parkoviště u orloje, za te-

nisovými kurty, se nachází opuštěný stěnový lom s odkrytou skalní stěnou (obr. 7-31). Ta

je tvořena několik metrů mocnými polohami metamorfovaných karbonátů (krystalických

vápenců až dolomitů), které svým stářím patří k paleozoickým horninám krkonošsko-jizer-

ského krystalinika Ještědského pohoří. V mocných lavicích jsou zde odkryté světlé dolomity

a dolomitické vápence, sdružené se sledem tmavších, tence vrstevnatých vápenců a dolomi-

tických vápenců (obr. 7-32). Stáří dosud není jasné (silur–devon?). Lokalita představuje jeden

z nejinstruktivnějších odkryvů těchto hornin v dané jednotce.

Na jižním okraji Kryštofova Údolí, na úbočí svahu Kostelního vrchu (505 m n. m.), se vy-

skytují drobné skalky a skalní výchozy tektonicky postižených fylitických břidlic a prachovců

s polohami metakonglomerátů, rovněž spodnopaleozoického stáří.

Kryštofovo Údolí je vesnická památková zóna, dřívější výletní místo pro obyvatele

Liberce. Představuje atraktivní a malebnou oblast, která láká turisty k návštěvě dřevěného

kostela sv. Kryštofa se zvonicí z roku 1686, muzea betlémů, orloje přestavěného ze staré tra-

fostanice, k posezení v útulné kavárně či pohledům na kamenné viadukty z konce 19. století.

Obr. 7-30: Šikmo

zvrstvené pískovce

jizerského souvrství

s voštinami a skalními

dutinami. Foto:

P. Tomanová Petrová,

2017.

GEOLOGIE ČESKO-SASKÉ KŘÍDOVÉ PÁNVE MEZI KRUŠNÝMI HORAMI A JEŠTĚDEM

Obr. 7-31: Opuštěný

stěnový lom

s několik metrů

mocnými polohami

metamorfovaných

karbonátů,

Kryštofovo Údolí.

Foto: P. Tomanová

Petrová, 2019.

Obr. 7-32: Devonské

krystalické vápence až

dolomity krkonošsko-

jizerského krystalinika

v Kryštofově Údolí.

Foto: P. Tomanová

Petrová, 2019.

Projektové území je situované na sz. okraji české křídové pánve. Jde o mocnou sedimentační

pánev se systémem několika kolektorů podzemních vod a významným vodohospodářským

potenciálem. Výskyt podzemní vody je vázaný na rozpukané zóny a na póry v horninovém

prostředí. Další oblasti projektového území jsou charakterizované krystalinickými horninami

magmatického a metamorfního původu. V těchto oblastech se podzemní vody vyskytují

především v rozpukaných zónách a v připovrchové vrstvě zvětralých hornin a kvartérních se-

dimentů. V těchto podmínkách vznikly mělké kolektory menšího rozsahu a pouze lokálního

významu. Projekt ResiBil je proto zaměřen na významnější zdroje podzemní vody v oblasti

české křídové pánve s přeshraničním rozsahem.

Z hydrogeologického hlediska je zájmové území rozdělené na několik celků, vymezených

především tektonicky. Výzkum je podrobněji zaměřen na 3 přeshraniční pilotní oblasti

(obr. 1-1), pro které byl připraven i model proudění podzemních vod (obr. 8-1, 8-2):

•

Děčínský Sněžník

•

Hřensko/Křinice

•

Lužické hory

Významnou hranicí je řeka Labe, která dělí sousedící modelové oblasti Děčínský

Sněžník (obr. 8-1) na levém břehu (z. od Labe) a Hřensko/Křinice (obr. 8-2) na pravém břehu

(v. od Labe). Zároveň je Labe hlavní drenážní bází v oblasti. Děčínský Sněžník je děčínsko-

-doubickým zlomovým pásmem, navazujícím na krušnohorský zlom, rozdělen na menší j. část

< Obr. 8-1: Modelový

řez proudění

podzemních vod

v pilotní oblasti

Děčínského Sněžníku.

Obr. 8-2: Modelový řez

proudění podzemních

vod v pilotní oblasti

Hřensko/Křinice.

GEOLOGIE ČESKO-SASKÉ KŘÍDOVÉ PÁNVE MEZI KRUŠNÝMI HORAMI A JEŠTĚDEM

a zbytek s. od zlomového pásma. Další významnou strukturou je děčínsko-doubické zlomové

pásmo, podél kterého došlo k zaklesnutí dílčích ker pánve. V zaklesnuté v. části je vymezená

modelová oblast Lužické hory (u obcí Lückendorf, Oybin a Petrovice).

Kolektory v zájmovém území české křídové pánve tvoří obecně pískovce, zatímco ostatní li-

tologické typy s větším podílem jílu a prachu tvoří izolátory a poloizolátory. Hydrogeologický

konceptuální model území rozlišuje až 4 oddělené kolektory:

•

Kolektor 4 neboli kolektor A je nejnižší hlubinný cenomanský kolektor tvořený střídajícími

se polohami pískovce, slepence a prachovitého až jílovitého pískovce. Jeho mocnost dosa-

huje až 80 m na Děčínském Sněžníku a až 140 m u lužické poruchy na S zájmového území.

•

Kolektor 3 neboli hlavní kolektor (B) s nejvýznamnějšími odběry podzemní vody v oblasti

tvoří křemenné, méně i prachovité a slínité spodnoturonské pískovce. Izolátor mezi ko-

lektory 3 a 2 (3/2) je lépe definován na S – v saské části povodí Křinice. V centrální části

zájmového území izolátor postupně ztrácí svoji funkci. Jižně od toku řeky Kamenice a v ob-

lasti Děčínského Sněžníku je funkce izolátoru 3/2 omezena a nelze ji adekvátně definovat.

Proto v těchto částech konceptuální model předpokládá spojený kolektor 2+3 (BC). Jeho

mocnost dosahuje až 230 m.

•

Kolektor 2 vzniká ve středně turonských pískovcích. Lze ho vymezit v sz. části oblasti

Hřensko/Křinice nad izolátorem 3/2.

•

V případě kolektoru 1 (pískovce v teplickém až merboltickém souvrství stáří svrchní tu-

ron až santon) jde o menší, nesouvislé výskyty, které nelze definovat dostatečně přesně.

Na většině plochy modelové oblasti jsou kolektory 1, 2 a 3 hodnocené jako jeden spojený

turonský kolektor.

V oblasti Děčínského Sněžníku se hodnoty koeficientů transmisivity pro hlavní turonský

kolektor pohybují v rozmezí 5,5 . 10

–4

až 5,8 . 10

–4

m

2

. s

–1

a pro bazální cenomanský kolek-

tor mezi 2,7 . 10

–4

a 3,1 . 10

–4

m

2

. s

–1

(Hazdrová et al. 1980; Herčík et al. 1999). Pro oblast

Hřenska/Křinice byly určené hodnoty transmisivity hlavního turonského kolektoru v rozmezí

1,0 . 10

–4

až 7,3 . 10

–3

m

2

. s

–1

a bazálního cenomanského kolektoru v rozmezí 3,2 . 10

–4

až

1,0 . 10

–3

m

2

. s

–1

(Kačura 1990; Hrazdíra 1998). V Lužických horách se hodnoty pro turonský

kolektor pohybují v rozmezí 6,2 . 10

–4

až 1 . 10

–3

m

2

. s

–1

a pro cenomanský kolektor v rozmezí

6,6 . 10

–5

až 7,2 . 10

–4

m

2

. s

–1

(Burda 1998).

Kolektory podzemní vody jsou doplňované především infiltrací ze srážek, ke které do-

chází v celé ploše výchozu kolektorových hornin. Efektivní infiltrace je spočítaná na základě

hydrologického modelu BILAN a půdního modelu KLIWES. Překryté kolektory, jako napří-

klad bazální kolektor 4, jsou dotované přetékáním z nadložních kolektorů skrz poloizolá-

torské vrstvy, které jednotlivé kolektory oddělují. V některých úsecích povrchových vodních

toků, kde hladina podzemní vody zaklesla hluboko pod úroveň terénu, dochází k dotaci

kolektoru i z vodního toku. Potoky a řeky většinou fungují jako drenážní báze. V oblasti

Děčínského Sněžníku se podzemní vody drénují do Labe na V a na S. Další část se odvodňuje

do potoku Biela, Cunnersdorferbach, Krippenbach a dalších menších přítoků Labe. V jižní

8| HYDROGEOLOGICKÉ POMĚRY OBLASTI

< Obr. 8-3: Jímání

pramenů v údolí Bělé.

Foto: P. Eckhardt, 2018.

Obr. 8-4: Jímání

pramenů v údolí

Čertova voda. Foto:

P. Eckhardt, 2018.

části Děčínského Sněžníku se podzemní vody drénují ve formě četných pramenů. V oblasti

Hřenska a Křinice jsou hlavními drenážními bázemi řeky Kamenice a Křinice. V blízkosti

labského údolí dochází i k drenáži přímo do Labe. Bazální cenomanský kolektor se odvod-

ňuje do Labe pouze v oblasti Děčína. Dále se odvodňuje přetékáním do nadložních vrstev,

větší část podzemní vody ale ze zájmového území odtéká ve formě podzemního odtoku dále

na SZ. V oblasti Lužických hor je směr odtoku podzemní vody nejvýznamnějšího turonského

kolektoru ve střední a v. části území generelně k JJV, v z. části zájmového území k JZ až Z,

v s. části k S přes lužickou poruchu.

V oblasti Děčínského Sněžníku jsou vodárensky využívané prameny v lokalitách Bělá (celkem

okolo 28 l/s; obr. 8-3), Čertová voda/Dolní Žleb (3,5 l/s; obr. 8-4), Studený pramen (8,8 l/s)

a Vlčí pramen (3,5 l/s). Významnější jsou i odběry podzemní vody v oblasti výchozů bazál-

ního cenomanského kolektoru v lokalitách Ostrov (dohromady okolo 36 l/s) a z. od modelové

oblasti v lokalitě Rájec (2,2 l/s).

V oblasti Hřenska (obr. 8-5) jsou v zájmovém území registrovány (HEIS VÚV) čtyři lo-

kality odběrů podzemních vod. Z nich nejvýznamnější jsou jednoznačně odběry v jímacím

území Hřensko (v současnosti okolo 70 l/s, v minulosti bylo odebíráno až 130 l/s). Sem patří,

vedle odběrů z vrtů a dvou podchycených pramenů pro severočeskou vodárenskou soustavu

(Děčínsko; obr. 8-6), i odběr z pramene v Malinovém dole pro obec Hřensko. Ostatní dvě české

lokality jímání, Mezná a Vysoká Lípa, mají řádově nižší čerpané množství – v desetinách litru

za sekundu. Nejvyšší odběry v saské části území jsou v údolí Křinice pro vodárnu Endlerkuppe

v lokalitách Neumannmühle a Felsenmühle se současným odběrem okolo 40 l/s.

V oblasti Lužických hor jsou na české straně v zájmovém území registrovány (HEIS VÚV)

tři lokality odběrů podzemních vod. Jedná se o jímání v Kněžicích (okolo 7 l/s), v Krompachu

(okolo 0,6 l/s) a v Mařenicích, kde se průměrný odběr pohybuje okolo 0,8 l/s. Odběry v saské

části území jsou dlouhodobě výrazně početnější a objemově vyšší. Například hydrogeolo-

gická mapa (VEB 1983) uvádí v saské části zájmového území 28 lokalit odběrů podzemních

GEOLOGIE ČESKO-SASKÉ KŘÍDOVÉ PÁNVE MEZI KRUŠNÝMI HORAMI A JEŠTĚDEM

vod, od té doby byla však značná část odběrů utlumena. Významné odběry podzemních

vod jsou realizovány v lokalitách Oybin (Elfenwiese, Teufelsmühle, Schulwiese; celkem

okolo 32 l/s), Jonsdorf (an der Drehe, Coppi, Hinterdorf; dohromady okolo 20 l/s), Hartau

(Weissbachtal, Johannquelle; celkem okolo 23 l/s). Menší odběry podzemních vod probíhají

v lokalitách Waltersdorf, Hochwald a Lückendorf.

Hlavním nástrojem hydrogeologického hodnocení jsou numerické modely proudění pod-

zemní vody. Numerický model proudění podzemní vody představuje ucelenou syntézu

hydrogeologických poznatků zájmového území. Modely jsou řešeny dle výpočetního sché-

matu MODFLOW nebo FEFLOW. Modelové území je rozděleno do trojrozměrných prvků.

V trojrozměrném prostoru jsou definovány geometrie kolektorů, izolátorů a hydraulické

parametry prostředí. K tomu jsou použity dostupné archivní podklady (údaje z vrtů), di-

gitální model terénu a geologický model, který definuje báze a stropy jednotlivých struk-

tur. Kromě toho jsou v modelu definovány okrajové podmínky systému (přítoky a odtoky

vody přes okraje modelové oblasti), jímací objekty a plošné doplňování srážkovou infiltrací

a interakce s povrchovými vodami. Na základě fyzikálního popisu hydraulických procesů

je následně provedena simulace proudění podzemních vod vlivem tlakového gradientu.

Věrohodnost modelu je ověřena srovnáním modelových hladin s archivními hodnotami

pozorovaných hladin podzemní vody. Výsledky modelu lze zpřesnit kalibrací, nicméně

věrohodnost výstupu je závislá na kvalitě vstupních dat. Základním výstupem jsou mapy

hladiny podzemní vody zájmového území, na základě nichž je možné ověřit hydrogeolo-

gické poměry a upřesnit směry proudění podzemní vody v oblasti. Následně jsou prováděny

simulace různých režimů odběrů podzemní vody, na základě kterých lze popsat, jaký je vliv

odebíraného množství na snížení hladiny a z jaké části kolektorů přitéká voda do jímacích

území. Dále jsou otestovány i scénáře možných stavů zvýšených odběrů nebo dlouhodobého

sucha, respektive klimatických změn.

Obr. 8-5: Údolí Křinice.

Foto: Š. Mrázová, 2018.

> Obr. 8-6: Podchycený

pramen Suché Bělé 2.

Foto: P. Eckhardt, 2018.

– tj. bezkyslíkatý. Označení mořského a brakického prostředí silně ochuzeného

o kyslík a obsahujícího někdy i sirovodík H

2

S. Je charakteristické pro pánve s nedosta-

tečnou cirkulací vod, v nichž se ukládají tmavé sedimenty bohaté organickým uhlíkem

a obvykle i pyritem.

– typ průlomového údolí. Vzniká tam, kde vodní tok protéká plochou krajinou,

jejíž část postupně prodělává tektonický výzdvih.

– skupina hlavonožců s vnější schránkou žijící v období devon–křída (starší paleo-

zoikum–mezozoikum).

– vzniklý na místě, nepřemístěný.

– písčité až štěrkovité sedimenty ležící na bázi sedimentárního cyklu

– přepracování sedimentů působením živočichů a rostlin.

v období mezozoika oblast na sever od Českého masivu z velké části za-

plavená tzv. boreálním mořem.

složené šikmé zvrstvení; sedimentární textury, které v rámci jednotlivých lamin

šikmého zvrstvení obsahují ještě další, na ně naložené laminy šikmého zvrstvení.

– je částí sedimentární pánve s relativně nejvyššími mocnostmi pánevní vý-

plně. Umístění depocenter v rámci pánve závisí od rychlosti subsidence v jednotlivých

částech pánve a od sedimentárního prostředí.

– hraniční plocha označující hiát, tedy přerušení sekvence hornin v důsledku

nesedimentace, eroze, tektonického posunu, atd.

– geofyzikální metoda geoelektrického průzkumu,

kombinace profilového měření a vertikálního sondování.

(velmi dlouhé vlny) – metoda využívající elektromagne-

tické pole navigačních radiostanic, kdy dochází ke zkreslení těchto polí vlivem vodivost-

ních nehomogenit v horninovém prostředí.

– eroze způsobená nárazy zrn písku unášených větrem (podemílání skalních

útvarů v poušti, vznik hranců).

– mělké moře, které pokrývá šelfy nebo vnitřní části kontinentů.

– mechanický odnos zvětralin větrem, vodou a ledem.

– nálevkovité ústí řeky do moře.

eustatické pohyby jsou celosvětové pohyby mořské hladiny. V případě vzestupu

hladiny dochází generelně k transgresím, v případě poklesu k regresím. Příčin je více, např.

růst nebo tání kontinentálních ledovců (glacieustatické pohyby), výzdvih mořského dna

v průběhu orogeneze nebo vznik rozsáhlých mořských příkopů, pohyby kontinentů aj.

– pánve vznikající tektonickými procesy spjatými s roztaho-

váním zemské kůry, resp. litosféry. V případě transtenzních pánví se jedná o kombinaci

GEOLOGIE ČESKO-SASKÉ KŘÍDOVÉ PÁNVE MEZI KRUŠNÝMI HORAMI A JEŠTĚDEM

roztahování a směrných posunů – dva tektonické bloky se tak od sebe vzdalují nejen

ve směru kolmo k ose roztažení (extenze), ale částečně i rovnoběžně s ním.

sedimentární facie tvořená nepravidelným střídáním poloh pískovců a jí-

lovců/prachovců, typická pro coniac české křídové pánve. Název je odvozen od termínu

„flyš“, tj. rytmicky zvrstvených a střídajících se klastických sedimentů. Toto střídání vzdá-

leně připomíná flyšoidní facii; na rozdíl od ní je však flyš typický pro předpolní pánve.

– vrstvy obsahující zkameněliny.

(zkaměnělina) – zbytek těla kdysi žijících organismů, jejich otisky a stopy.

– geofyzikální průzkum realizovaný geoelektrickými metodami.

Metody: odporové profilování (DOP) a odporové sondování (VES) – geofyzikální metody,

které měří měrný odpor hornin v horizontálním a vertikálním směru.

– průzkum prostředí (např. horninového) realizovaný pomocí geo-

fyzikálních metod (studium fyzikálních polí ovlivněných zemským tělesem).

– ledovcovoříční.

– ledovcovojezerní.

– hlavonožci ze skupiny amonitů.

– souborné označení magmatických hornin granitového (žulového) až křeme-

nodioritového složení.

– skupina vyhynulých mořských koloniově žijících organismů (spodní ordovik–

spodní devon).

– jeden z několika mechanizmů transportu sedimentárního materiálu.

Jeho podstatou je transport nezpevněného materiálu po ukloněném svahu, kdy je do-

minantním řídícím mechanismem gravitace. Úlomkovitý sedimentární materiál je ne-

sen transportním fluidem, kterým může být voda a vzduch, příp. je materiál ve vznosu

udržován vzájemnou interakcí (neustálými srážkami) zrn. Mezi gravitační proudy patří

zrnotoky, úlomkotoky, bahnotoky, likvidizované proudy, turbiditní proudy; z fyzikální

podstaty jsou gravitačními proudy i laviny, prachové a písečné bouře.

– tektonická struktura, obvykle vytvořená dvěma nebo více paralelními poklesy a jejíž

střední část leží výše než okrajové kry. Opakem je příkop.

– je stopa po organismu. Časté jsou stopy po lezení bezobratlých živočichů

nebo jejich vrtání do dna.

– 1. tuhnutí magmatu v hloubce, vnikání magmatu do zemské kůry, 2. podpovrchová

tělesa vyvřelých hornin.

– obrácení, změna smyslu v opak (reliéfu, vrstevního sledu…).

– skelet mořských hub, tj. nejníže organizovaných, výlučně mořských přisedle

žijících mnohobuněčných živočichů, rozlišujeme vápnité a křemité.

– časové období zahrnující terciér + kvartér.

– zjednodušené vyjádření prostorové situace geologických

jednotek.

– útvary nepravidelného i kulovitého tvaru vzniklé akumulací nerostné substance,

nejčastěji vápnité, pelosideritové, křemité, pyritové atd.

– mikroskopické fosfatické organické zbytky, často se zoubky, příslušející ne-

známým organismům, známi z období kambrium–jura, stratigraficky velmi významní.

– tektonický režim, ve kterém dochází k postupnému přibližování dvou litosférických

desek a nakonec k jejich kolizi za vzniku kolizního orogenu (pohoří).

9| SLOVNÍČEK POJMŮ

– regionálně geologická jednotka ležící zejména v Německu.

– magmatické těleso bochníkovitého tvaru, vzniklé intruzí do mírně ukloněných až

vodorovných vrstev.

– mořští, přisedle žijící ostnokožci, tělo tvoří kalich, ramena a stonek.

– podobor stratigrafie, který se zaměřuje na popis posloupnosti hornin v horni-

novém sledu (sukcesi) na základě jejich litologie, zejména popisu vnějšího vzhledu hornin.

– regionálně geologický pojem, nejsevernější jednotka Českého masivu, zde zahr-

nující krkonošsko-jizerské krystalinikum a lužický pluton.

– nálevkovitý sopečný kráter, vytvořený erupcí v důsledku kontaktu mag-

matu s podpovrchovým rezervoárem vody.

– přeměněný teplotně nebo tlakově.

– angl. „fission-tracks“. Metoda radiometrického datování hornin za-

ložená na analýze mikroskopických trhlin z uvolněných produktů radioaktivního rozpadu

v minerálech obsahujících uran či drobné inkluze uranových minerálů.

– jedná se o metodu radiometrického datování prováděnou

na zrnech zirkonů. Základem metody je stanovení izotopického složení U, Th a Pb.

– reliéf oblasti o rozloze řádově desítek km

2

.

– druhohory. Éra v historii Země trvající asi 160 mil. let (251,9 až 66 mil. let).

Následuje po paleozoiku (prvohorách) a předchází kenozoikum (třetihory a čtvrtohory).

Dělí se na tři útvary – trias, juru a křídu. Spodní hranice mezozoika je často nesnadno

určitelná (kontinentální vývoj permu i triasu) a velmi zhruba odpovídá závěru variského

vrásnění; v závěru mezozoika probíhalo alpínské vrásnění. Z paleontologického hlediska

je mezozoikum charakterizováno bohatostí forem bezobratlých (zvláště měkkýši, brachio -

podi a ostnokožci); nejnápadnějším jevem je objevení se obrovitých plazů a prvních savců.

– tvary reliéfu podmíněné strukturně (např. zlomy, vrstevnatost, metamorfní

usměrnění).

– ze skupiny přesmyků – nadložní kra je přemístěna vzhůru vůči kře pod-

ložní, úklon zlomové plochy je pod 30°.

– geologicky mladé tektonické pohyby ovlivňující dnešní reliéf.

– rozsáhlá oceánská pánev mezi Laurasií a Gondwanou a pokrývající dnešní

j. Evropu, Středozemí, severní Afriku, Írán a himalájskou oblast a patrně pokračující dále

do jv. Asie. V těchto místech byla oceánská kůra na dně oceánu Tethys podsouvána (sub-

dukována) pod části eurasijské desky za postupného vyzvedávání alpsko-himalájského

orogénu.

– rozsáhlý tektonický příkop na rozhraní krušnohorsko-durynské a tepelsko-

-barrandienské zóny, sahá i do Německa a Polska. Je vyplněný terciérními a kvartérními

horninami a je na něj vázán silný vulkanismus (České středohoří, Doupovské hory atd.).

– neprůsvitný minerál, studuje se pomocí odraženého světla.

– studium minerálních fází podle jejich optických vlastností pomocí

mikroskopu.

– spjatý s vrásněním (horotvorbou).

– plošina (plató) zformována postupným nasouváním orogenních

příkrovů v průběhu kontinentální kolize.

– prvohory. Éra mezi proterozoikem a mezozoikem, která trvala asi 318 miliónů

let (570 až 251,9 mil. let). Dělí se na 6 útvarů: kambrium, ordovik, silur, devon, karbon

GEOLOGIE ČESKO-SASKÉ KŘÍDOVÉ PÁNVE MEZI KRUŠNÝMI HORAMI A JEŠTĚDEM

a perm. Je charakterizováno bohatým rozvojem fauny a flóry, v mladších útvarech i su-

chozemských. Typickými fosiliemi jsou trilobiti, konodonti, graptoliti a jezerní karbonská

flóra. Během prvohor proběhly 2 orogeneze: kaledonská a variská.

deprese okrouhlého nebo protáhlého tvaru o rozměru od kilometru po tisíce km,

vyplněná mocnými nezvrásněnými sedimenty obvykle mořského původu, poklesající

během sedimentace.

– je strukturní pánev vznikající na horizontálních posunech.

– angl. half-graben. Asymetrický příkop s jedním hlavním řídícím zlomem, podél

kterého je subsidencí (poklesem pánevního dna) vytvářen akomodační prostor. Typický

produkt extenzní tektoniky.

– silně bazická vyvřelá hornina s vysokým obsahem MgO.

– charakteristická struktura s viditelnými krystaly v mikrokrystalické nebo sklovité

základní hmotě.

– dextrální; pravostranný posun na horizontálním zlomu (tzv.

strike-slipovém zlomu) vůči pozici pozorovatele.

– v tomto kontextu progresivně postupující směrem do pánve a to v důsledku

významného přínosu úlomkovitého materiálu, resp. poklesu mořské hladiny. Opakem

je retrogrese.

– zlom, kdy je nadložní kra přemístěna vzhůru vůči kře podložní.

– horninové těleso, které bylo přemístěno tektonicky nebo gravitačně na jinou hor-

ninovou jednotku, původně velmi vzdálenou.

Brachiopoda) – kmen mořských živočichů s dvoudílnou vápnitou nebo chi-

tinózní (někdy s fosfátem) schránkou.

– opak transgrese, ústup břežní linie do moře projevující se v sedimentárním zá-

znamu např. přechodem z mořských facií do kontinentálních.

– je seizmicky a vulkanicky aktivní příkopová tektonická struktura v zemské kůře, resp.

litosféře, charakterizovaná zlomy poklesového charakteru, vznikem nové oceánské kůry,

s délkou několika set až tisíců kilometrů a šířkou od několika do stovek kilometrů. Riftové

pánve jsou produktem extenzní tektoniky.

– celkový obsah solí rozpuštěných ve vodě, udává se v ‰.

– regionálně geologická jednotka ležící v Německu, na naše území zasa-

huje jen jv. částí. Tvoří hlavní část Krušných hor.

– záznam seizmického měření.

– geofyzikální měření seizmickými metodami, využívající energii sei-

zmických vln. Metody: refrakční seizmika (metoda lomených vln) využívá registrace pří-

chodu lomené vlny od horninového rozhraní, reflexní seizmika (metoda odražených vln)

využívá registrace odražené vlny od horninového rozhraní.

– impregnace až zatlačení oxidem křemičitým.

– základní litostratigrafická jednotka.

– vyhynulá skupina výlučně mořských útesotvorných živočichů, kteří si vy-

tvářeli masivní kostry z uhličitanu vápenatého, vytvářeli plošně rozsáhlé útvary do výše

několika metrů, jsou stratigraficky významné pro silur–devon.

– korytovitý ohyb horninových vrstev velkého měřítka.

– nepravidelně laločnaté a hrotovité útvary zejména v krasových vápencích, ale mo-

hou se vyskytovat také v pískovcích.

9| SLOVNÍČEK POJMŮ

– skalní dutiny tvořící se pod pevnější povrchovou kůrou horniny, do nitra se více či

méně rozšiřují.

– oblast oceánu Tethys.

– způsob uspořádání součástek hornin a jejich vzájemné vztahy makroskopických

rozměrů, rozlišujeme textury u vyvřelých hornin (kulovitá, pórovitá atd.) a u sedimentů

(např. šikmé zvrstvení, čeřiny).

– minerály s hustotou nad 2,9 g/cm³. V celkovém objemu horniny jsou

přítomny v akcesorickém množství.

– geofyzikální měření tíhového zrychlení na povrchu Země

– posun břežní linie do pevniny, který je důsledkem podstatného rozšíření moře.

Rozsáhlé pevninské oblasti jsou zality mořem a transgrese se potom projevuje různě vý-

raznou diskordancí, jindy projevem transgrese může být jen uložení mořských sedimentů

na sedimentech kontinentálních. Při bázi transgresních vrstev se často vyskytují bazální

slepence (klastika). Opakem transgrese je regrese.

– tíhové zrychlení opravené o účinek volného vzduchu

(Fayova anomálie), o účinek všech „normálních“ hmot nad hladinou moře (referenčního

elipsoidu) a vliv reliéfu terénu.

– horotvorné pochody vedoucí ke vzniku rozsáhlého evropského pohoří –

variscid – probíhající v devonu až permu.

– pánev uvnitř horstva vyplněná kontinentálními sedimenty

– jamkovité prohlubně ve svislých a převislých skalních pískovcových stěnách, vzni-

kají zvětráváním.

– produkt hlubinné intruze menšího rozsahu, může být vypreparovaný.

– místo, kde horniny vystupují na povrch.

– fyzikální veličina charakterizující vodivostní (odporové) vlastnosti

horniny vůči elektrickému proudu, který je ovlivněn přítomnými geologickými nehomo-

genitami.

– oblast, ze které pochází částice sedimentu.

– malá částice hmoty, monominerálního nebo polyminerálního složení.

– uspořádání sedimentárního materiálu uvnitř vrstvy, např. horizontální z. (vo-

dorovně uložené sedimenty), korytovité z. (šikmé zvrstvení vznikající migrací 3D dun se

zakřiveným hřbetem), planárně šikmé z. (šikmé zvrstvení vznikající migrací 2D dun –

s rovným hřbetem), čeřinové z. (vyvinuté v jemnozrnných sedimentech vznikající zvlně-

ním nezpevněného povrchu vodou či větrem), gradační z. (vyznačuje se tříděním proje-

vujícím se zmenšováním průměrné velikosti zrna od báze směrem do nadloží – pozitivní

gradace, výjimečně zrna do nadloží hrubnou – negativní g.).

– deskovité těleso magmatické horniny vyplňující trhlinu v hornině nebo horninou

proniká.

Absolon, A. (1979): Permské slepence v údolí Labe u Děčína. – Geologický průzkum, 2, 58.

Alexowsky, W., Wolf, L., Kurze, M., Tröger, K.-A. (1997): Geologische Karte des Freistaates Sachsen,

1 : 25 000, Blatt 5049 Pirna. – Sächsisches Landesamt für Umwelt und Geologie, Freiberg.

Balatka, B., Sládek, J. (1972): Sloupkovitý rozpad pískovců v Ralské pahorkatině. – Ochrana přírody,

10, 234–235.

Białek, D., Kryza, R., Oberc-Dziedzic, T., Pin, C. (2014): Cambrian Zawidów granodiorites in the

Cadomian Lusatian Massif (Central European Variscides): What do the SHRIMP zircon ages mean? –

Journal of Geosciences, 59, 313–326.

Bosák, P. (2008): Bohemian Massif, Czech Republic. – In: McCann, T. (ed.): The Geology of Central

Europe, Volume 2: Mesozoic and Cenozoic, 889–890. The Geological Society. London.

Burda, J. (1998): Hydrogeologická mapa ČR. List 03-13 Hrádek nad Nisou. Měřítko 1 : 50 000. – Český

geologický ústav.

Cajz, V. (ed.), Mlčoch, B., Čech, S., Valečka, J., Kadlec, J., Burda, J., Holý, M., Ulrych, J., Kinský, J., Chvátal,

P. (1996): České středohoří. Geologická a přírodovědná mapa 1 : 100 000. – ČGÚ, Praha. 160 s.

Coubal, M. (1990): Compression along faults: Example from the Bohemian Cretaceous Basin. –

Mineralia Slovaca, 22, 139–144.

Coubal, M., Adamovič, J., Málek, J., Prouza, V. (2014): Architecture of thrust faults with alongstrike

variations in fault-plane dip: Anatomy of the Lusatian Fault, Bohemian Massif. – Journal of

Geosciences, 59, 183–208.

Coubal, M., Málek, J., Adamovič, J., Štěpančíková, P. (2015): Late Cretaceous and Cenozoic dynamics

of the Bohemian Massif inferred from the paleostress history of the Lusatian Fault Belt. – Journal

of Geodynamics, 87, 26–49.

Čech, S. (2011): Paleogeography and stratigraphy of the Bohemian Cretaceous Basin (Czech Republic) –

An overview. – Geologické výzkumy na Moravě a ve Slezsku 18, 18–21.

Čech, S., Klein, V., Kříž, J., Valečka, J. (1980): Revision of the Upper Cretaceous stratigraphy of the

Bohemian Cretaceous Basin. – Věstník ÚÚG, 55, 277–296.

Čech, S., Valečka, J. (1991): Významné transgrese a regrese v české křídové pánvi. – MS ČGS, Praha.

Čech, S., Hercogová, J., Knobloch, E., Pacltová, B., Pokorný, V., Sajverová, E., Slavík, J., Švábenická,

L., Valečka, J. (1987): Svrchní křída ve vrtu Volfartice Vf-1. – Sborník geologických věd, Geol., 42,

113–159.

Databáze významných geologických lokalit [online]. Praha: Česká geologická služba, 1998 [cit.

2019-09-20]. Dostupné z:

Danišík, M., Migoń, P., Kuhlemann, J., Evans, N. J., Dunkl, I., Frisch, W. (2010): Thermochronological

constraints on the long-term erosional history of the Karkonosze Mts., Central Europe. –

Geomorphology, 117, 78–89.

Dvořák, J. (1964): Jura. – In: Svoboda, J. (ed.) et al.: Regionální geologie ČSSR, díl I, Český masív, svazek 2,

algonkium–kvartér. 271–274. ČSAV. Praha.

Ebert, H. (1934): Das Grundgebirge im Elbtale nördlich von Tetschen. – Abhandlungen des Sächsischen

Geologischen Landesamtes, 14, 1–78.

SEZNAM LITERATURY

Eliáš, M. (1981): Facies and paleogeography of the Jurassic of the Bohemian Massif. – Sborník geolo-

gických věd. Geologie, 35, 75–144.

Fediuk, F., Losert, J., Röhlich, P., Šilar, J. (1958): Geologické poměry území podél lužické poruchy

ve šluknovském výběžku. – Rozpravy české akademie věd, mat.-přír., 68, 9, 1–42.

Franke, W. (2006): The Variscan orogen in Central Europe: construction and collapse. – In: Gee, D. G.,

Stephenson, R. A. (eds.): European Lithosphere Dynamics. – Geol. Soc. London, Memoirs 32,

333–343.

Galle, A., Chlupáč, I. (1976): Finds of corals in metamorphic Devonian of the Ještědské pohoří

Mountains. – Věst. Ústř. Úst. geol., 51, 2, 123–127, Praha.

Havránek, P. (1982): Dutý Kámen. – Památky a příroda, 1, 59–60, Praha.

Hazdrová, M., Jetel, J., Daňková, H., Kněžek, M., Kulhánek, V.,Trefná, E. (1980): Vysvětlivky k Základní

hydrogeologické mapě ČSSR 1 : 200 000 list 02 Ústí nad Labem. – Ústř. úst. geol. Praha.

Herčík, F., Hermann, Z., Valečka, J. (1999): Hydrogeologie české křídové pánve. – ČGS. Praha, 115 s.

Hofmann, M. Voigt, T., Bittner, L., Gärtner, A., Zieger, J., Linnemann, U. (2018): Reworked Middle

Jurassic sandstones as a marker for Upper Cretaceous basin inversion in Central Europe – A case

study for the U-Pb detrital zircon record of the Upper Cretaceous Schmilka section and their im-

plication for the sedimentary cover of the Lausitz. – Intl. J. Earth Sci. 107, 913–932.

Holcová, K., Holcová, M. (2016): Calcareous nannoplankton in the Upper Jurassic marine deposits

of the Bohemian Massif: new data concerning the Boreal–Tethyan communication corridor. –

Geological Quarterly, 60, 3, 624–636.

Horčička, L., Martinovská, I. (1998): Klasifikace a kategorizace poddolovaných ploch území radnické,

chebské a žitavské pánve. – MS Geologické služby Chomutov (P095061).

Hrazdíra, P. (1998): Hydrogeologická mapa ČR. List 02-22, 03-11 Varnsdorf. Měřítko 1 : 50 000. – ČGS.

Praha.

Hrbek, J. (2014): The systematics and paleobiogeographic significance of Sub-Boreal and Boreal

ammonites (Aulacostephanidae and Cardioceratidae) from the Upper Jurrasic of the Bohemian

Massif. – Geologica Carpathica, 65, 5, 375–386.

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. –

Česká geol. služba, Praha. 283 s.

Chaloupský, J. (1970): Podloží křídy jihozápadně od ještědského pohoří. – Sborník geologických věd,

ř. G, 18, 147–160.

Chaloupský, J. (1978): The Precambrian tectogenesis in the Bohemian Masiff. – Geol. Rdsch., 67, 72–90.

Chaloupský, J., Červenka, J., Jetel, J., Králík, F., Líbalová, J., Píchová, E., Pokorný, J., Pošmourný, K.,

Sekyra, J., Shrbený, O., Šalanský, K., Šrámek, J., Václ, J. (1989): Geologie Krkonoš a Jizerských hor. –

Ústř. úst. geol. Academia, Praha.

Chlupáč, I. (2002a): Žitavská pánev. – In: Chlupáč, I., Brzobohatý, R., Kovanda, J., Stráník, Z. (eds.): –

Geologická minulost České republiky, Academia Praha. 319 s.

Chlupáč, I. (2002b): Paleozoikum (prvohory): – In: Chlupáč, I., Brzobohatý, R., Kovanda, J., Stráník, Z.

(eds.): – Geologická minulost České republiky, Academia Praha. 55–237.

Chlupáč, I. (2011): Mezozoikum (druhohory). – In: Chlupáč, I., Brzobohatý, R., Kovanda, J., Stráník, Z.

(eds.): – Geologická minulost České republiky, Academia Praha. 238–296.

Chrt, J. (1957): Závěrečná zpráva o vyhledávacím průzkumu Lužická porucha. – MS Geofond Praha.

Kačura, G. (1990): Hydrogeologická mapa ČR. List 02-23 Děčín. Měřítko 1 : 50 000. – Český geologický

ústav. Praha.

Kalinová, M., Eckhardt, P., Martínková, M., Šimek, P., Bílý, M., Koubková, L., Böhm, A.-K., Börke, P.,

Mellentin, U., Schulz, C. (2014a): Zdroje podzemních vod na Česko-Saském pomezí. I. Oblast

Hřensko–Křinice/Kirnitzsch. – VÚV T.G.M., v.v.i., Praha. 95 s.

Kalinová, M., Eckhardt, P., Martínková, M., Šimek, P., Bílý, M., Koubková, L., Böhm, A.-K., Börke, P.,

GEOLOGIE ČESKO-SASKÉ KŘÍDOVÉ PÁNVE MEZI KRUŠNÝMI HORAMI A JEŠTĚDEM

Mellentin, U., Schulz, C. (2014b): Zdroje podzemních vod na Česko-Saském pomezí. II. Oblast

Petrovice–Lückendorf–Jonsdorf–Oybin. – VÚV T.G.M., v.v.i., Praha. 92 s.

Klein, V., Domečka, K., Eliáš, M., Opletal, M., Nakládal, V., Shrbený, O. (1971): Vysvětlující text

k základní geologické mapě 1 : 25 000 list M-33-41-B-d Chřibská. – MS archiv Čes. geol. služba.

Praha.

Klein, V., Müller, V., Valečka, J. (1979): Lithofazielle und Paläogeographische Entwicklung des

Böhmischen Kreidebeckens. Aspekte des Kreide Europas. – IUGS Series A 6, 435–446.

Kley, J., Voigt, T. (2008): Late Cretaceous intraplate thrusting in Central Europe: Effect of Africa-Iberia-

-Europe convergence, not Alpine collision. – Geology, 36, 839–842.

Konzalová, M., Ziembinska-Tworzydlo, M. (2000): Mikropaleontologický výzkum nejvýchodnější

části oherského riftu, české a polské části žitavské pánve. – Zprávy o geologických výzkumech, 33,

150–153.

Kopecký, L. (1964): Výzkum neovulkanitů I. A II. sopečné fáze na Teplicku. – Zprávy o geologických

výzkumech v r. 1963, 1, 189–192.

Košťák, M., Čech, S., Ekrt, B., Mazuch, M., Wiese, F., Voigt, S., Wood, C. J. (2004): Belemnites of the

Bohemian Cretaceous Basin in a global context. – Acta Geologica Polonica, 54, 511–533.

Kozdroj, W., Krentz, O., Opletal, M. (2001): Comments on the Geological map Lauzitz – Jizera –

Karkonozse (without Cenozoic sediments). Sächsisches Landesamt für Umwelt und Geologie/

Bereich Boden und Geologie, Freiberg, Państwowy Instytut Geologiczny, Warzsawa. Český

geolologický ústav Praha, Warsaw.

Krauss, M., Eidam, J., Hammer, J., Korich, D. (1992): Die cadomisch-variszische Entwicklung des

Lausitzer Granodiorit-Komplexes. – Zentralblatt für Geologie und Paläontologie, Teil I, 1/2,

71–85.

Krentz, O. (2008): Postvariszische tektonische Entwicklung. – In: Pälchen, W. – H. Walter (eds.):

Geologie von Sachsen – Geologischer Bau und Entwicklungsgeschichte. – Schweizerbart, Stuttgart,

472–478.

Krentz, O., Stanek, K. (2015): Die Lausitzer Überschiebung zwischen Meißen und Jeschken – neue

Aspekte. – Bericht der Naturforschenden Gesellschaft der Oberlausitz, Band 23, Seite 123–137.

Kröner, A., Hegner, E., Hammer, J., Haase, G., Bielicki, K. H., Krauss, M., Eidam, J. (1994): Geochronology

and Nd–Sr systematics of Lusatian granitoids, significance for the evolution of the Variscan orogen

in east–central Europe. – Geologische Rundschau, 83, 357–376.

Kröner, A., Jaeckel, P., Hegner, E., Opletal, M. (2001): Single zircon ages and whole rock Nd

isotopic systematics of early Palaeozoic granitoid gneisses from the Czech and Polish Sudetes

(Jizerské hory, Krkonoše Mountains and Orlice–Sněžník Complex). – Int. J. Earth. Sci., 90, 304–324.

Kučera, M., Pešek, J. (1982) Geologické poměry v českokamenické svrchnopaleozoické pánvi a jejím

okolí. – Acta Univ. Carol. Geol., 3, 285–295.

Lamprecht, F. (1928): Schichtenfolge und Oberflächenformen im Winterberggebiete des Elbsand-

steingebirges. – Mitt. Ver. Erdkd. Dresden, N. F., Jg. 1927, 1–48.

Lamprecht, F. (1934): Die Schichtlagerung des Turons im Sächsisch-Böhmischen Elbsandsteing-

ebirge. – Berichte der mathematisch-physischen Klasse der sächsischen Akademie der

Wissenschaften zu Leipzig, Band 86, 155–186.

Malkovský, M. (1987): The Mesozoic and Tertiary basins of the Bohemian Massif and their

evolution. – Tectonophysics, 137, 31–42.

Martínek, K., Blecha, M., Daněk, V., Franců, J., Hladíková, J., Johnová, R., Uličný, D. (2006): Record of

palaeoenvironmental changes in a Lower Permian organic-rich lacustrine succession: Integrated

sedimentological and geochemical study of the Rudník Member, Krkonoše Piedmont Basin, Czech

Republic. – Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology 230, 85–128.

Mísař, Z. (1983): Lugická oblast. – In: Mísař, Z., Dudek, A., Havlena, V., Weiss, J. (eds.): Geologie ČSSR I,

Český masív. 173–198. SPN Praha.

SEZNAM LITERATURY

Mlčoch, B., Konopásek, J. (2010): Pre-late Carboniferous geology along the contact of the Saxo-

thuringian and Teplá-Barrandian zones in the area covered by younger sediments and volcanics

(Western Bohemian Massif, Czech Republic. – Journal of Geosciences, 55, 81–94.

Mortimore, R. N., Wood, C. J., Pomerol, B., Ernst, E. (1998): Dating the phases of the Subhercynian

tectonic epoch: Late Cretaceous tectonics and eustatics in the Cretaceous Basins of

Northern Germany compared with the Anglo-Paris Basin. – Zbl. Geol. Paläont., Teil I 1996,

1349–1401.

Nádaskay, R., Valečka, J., Čech, S. (2018): Stratigrafie, sedimentární prostředí a tektonická stavba tzv.

kozelského pískovcového tělesa v severozápadní části české křídové pánve. – Zprávy o geologických

výzkumech, 51, 167–180.

Nádaskay, R., Valečka, J., Mlčoch, B., Tenenko, V., Kořalka, S. (2019a): Souhrnná dokumentace

průzkumného vrtu 6412_L. – MS Česká geol. služba.

Nádaskay, R., Valečka, J., Tenenko, V., Kořalka, S. (2019b): Souhrnná dokumentace průzkumného vrtu

4650_Y. – MS Česká geol. služba.

Nádaskay, R., Kochergina, Y. V., Čech, S., Švábenická, L., Valečka, J., Erban, V., Halodová, P., Čejková, B.

(2019c): Integrated stratigraphy of an offshore succession influenced by intense siliciclastic supply:

implications for Coniacian tectono-sedimentary evolution of the West Sudetic area (NW Bohemian

Cretaceous Basin, Czech Republic). – Cretaceous Research, 102, 127–159.

Nádaskay, R., Uličný, D. (2014): Genetic stratigraphy of Coniacian deltaic deposits of the

northwestern part of the Bohemian Cretaceous Basin. – Zeitschrift der Deutschen Gesellschaft

für Geowissenschaften, 165, 547–575.

Nývlt, D. (1998): Kontinentální zalednění severních Čech. – Sborník ČGS, geogr., 103, 4, 445–457.

Nývlt, D., Valečka, J., Křelina, J. (2002): Zbytky paleogenního zarovnaného povrchu v okolí Pěnkavčího

vrchu v Lužických horách. – Zprávy o geologických výzkumech v roce 2001, 59–61.

Opletal, M., Adamová, M. (2002): Geologické mapování lužického masivu na Šluknovsku v měřítku

1 : 25 000. – Zprávy o geologických výzkumech v roce 2001, 62–66.

Opluštil, S., Cleal, C. J. (2007): A comparative analysis of some late Carboniferous basins of Variscan

Europe. – Geol. Magazine, 144, 417–448.

Opluštil, S., Dašková, J., Holcová, K., Krásný, J., Kvaček, Z., Pešek, J. ed., Svobodová, M., Sýkorová, I.,

Teodoridis, V. (2010): Hrádecká část žitavské pánve a uhlonosné relikty terciérních sedimentů

v jejím okolí. – In: Pešek, J. (ed.): Terciérní pánve a ložiska hnědého uhlí České republiky. – Česká

geologická služba, 230–257. Praha.

Opluštil, S., Schmitz, M. D., Kachlík, V., Štamberg, S. (2016): Re-assessment of lithostratigraphy, bio-

stratigraphy, and volcanic activity of the Late Paleozoic Intra-Sudetic, Krkonoše Piedmont and

Mnichovo Hradiště basins (Czech Republic) based on new U–Pb CA-ID-TIMS ages. Bulletin of

Geosciences, 91, 399–432.

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 s., Česká geologická služba, Praha.

Pfeiffer, L., Kaiser, G., Pilot, J. (1984): K-Ar – Datierungen von jungen Vulkaniten im Süden der DDR. –

Freiberger Forschungshefte, C 389, 93–97.

Pivec, E., Ulrych, J., Höhndorf, A., Rutšek, J. (1998) Melilititic rocks from northern Bohemia: geo-

chemistry and mineralogy. – N. Jb. Mineral., Abh., 312–339.

Přichystal, A. (2009): Kamenné suroviny v pravěku východní části střední Evropy. – MU Brno.

Rajchl, M., Uličný, D., Grygar, R., Mach, K. (2009): Evolution of basin-fill architecture in an incipient

continental rift: the Cenozoic Most Basin, Eger Graben, Central Europe. – Basin Research, 21,

269–294.

Rauche, H. (1992): Spätvariszische Spannungs- und Verformungsgeschichte der Gesteine am Süd-

westrand der Elbezone (östliches Saxothuringikum, Varisziden). – MS, disertační práce, Ruhr-

Universität. Bochum.

GEOLOGIE ČESKO-SASKÉ KŘÍDOVÉ PÁNVE MEZI KRUŠNÝMI HORAMI A JEŠTĚDEM

Rapprich, V. (2012): Za sopkami po Čechách. – 240 s., Grada Publishing, a.s., Praha.

Reichel, W., Schauer, M. (2006): Das Döhlener Becken bei Dresden. Geologie und Bergbau. Bergbau

in Sachsen, 12.

Skoček, V., Valečka, J. (1983): Paleogeography of the Late Cretaceous Quadersandstein of the Central

Europe. – Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 44, 71–92.

Svobodová, M. (1999): Mid-Cretaceous palynomorphs from the Blansko Graben (Czech Republic):

affinities to both Tethyan and Boreal bioprovinces. – Mededelingen Nederlands Instituut voor

Toegepaste Geowetenschappen, TNO, 58. Proceedings 4th EPPC, 149–156.

Šibrava, V. (1967): Study on the Pleistocene of the glaciated and non-glaciated area of the Bohemian

Massif. – Sborník geologických věd, Antropoz., 4, 7–38.

Tröger, K. A. (1969): Zur Päleontologie, Biostratigraphie und faziellen Ausbildung der unteren

Oberkriede (Cenoman bis Turon). – II. Abhandlungen des staatlichen Museums der Mineralogie

und Geologie. Dresden, 13.

Tröger, K. A. (2008): Kreide–Oberkreide. – In: Pälchen,W., Walter, H. (eds.): Geologie von Sachsen –

Geologischer Bau und Entwicklungsgeschichte. – E. Schweitzerbart, Stuttgart, 311–358.

Uličný, D. (2001): Depositional systems and sequence stratigraphy of coarse-grained deltas in a shallow-

marine, strike-slip setting: The Bohemian Cretaceous Basin, Czech Republic. – Sedimentology 48,

599–628.

Uličný, D. (2004): A drying-upward aeolian system of the Bohdašín Formation (early Triassic), Sudetes

of NE Czech Republic: record of seasonality and long-term palaeoclimate change. – Sed. Geol.,

1671‒2, 17–39.

Uličný, D., Martínek, K., Grygar, R. (2002): Syndepositional geometry and post-depositional

deformation of the Krkonoše Piedmont Basin: A preliminary model. – Geolines, 14, 101–102.

Uličný, D., Čech, S., Grygar, R. (2003): Tectonics and depositional systems of a shallow-marine,

intra-continental strike-slip basin: exposures of the Český Ráj region, Bohemian Cretaceous Basin.

Excursion Guide, 1st Meeting of the Central European Tectonics Group and 8th meeting of the

Czech Tectonic Studies Group. – Geolines, 16, 133–148.

Uličný, D., Laurin, J., Čech, S. (2009a): Controls on clastic sequence geometries in a shallow-marine,

transtensional basin: the Bohemian Cretaceous Basin, Czech Republic. – Sedimentology, 56,

1077–1114.

Uličný, D., Špicáková, L., Grygar, R., Svobodová, M., Čech, S., Laurin, J. (2009b): Palaeodrainage

systems at the basal unconformity of the Bohemian Cretaceous Basin: Roles of inherited fault

systems and basement lithology during the onset of basin filling. – Bulletin of Geosciences, 84,

77–610.

Uličný, D., Špičáková, L., Cajz, V., Hronec, L. (2015): Podklady pro prostorový model hydrogeologicky

významných stratigrafických rozhraní ve vybraných hydrogeologických rajonech. – Geofyzikální

Ústav AV ČR. MS Česká geol. služba.

Václ, J., Čadek, J. (1962): Geologická stavba hrádecké části žitavské pánve. – Sbor. Ústř. Úst. geol., Geol.,

27, 331–382.

Valečka, J. (1975): Litologie a cyklická stavba a geneze bazálních svrchnokřídových sedimentů západně

od Děčína. – Čas. mineral. geol., 24, 409–416.

Valečka, J. (1979): Paleogeografie a litofaciální vývoj severozápadní části české křídové pánve. – Sborník

geologických věd, Geol., 33., 47–81.

Valečka, J. (1984): Storm surge versus turbidite origin of the Coniacan to Santonin sediments in the

eastern part of the Bohemian Cretaceous Basin. – Geologische Rundschau, 73, 651–682.

Valečka J. (1989): Sedimentology, stratigraphy and cyclicity of the Jizera Formation (Middle–Upper

Turonian) in the Děčín area (Northern Bohemia). – Věstník ÚÚG, 64, 77–90.

Valečka, J. (2015): Říční sedimenty české křídové pánve u Benešova nad Ploučnicí. – Zprávy

o geologických výzkumech 2014, 31–36.

SEZNAM LITERATURY

Valečka, J., Rejchrt, M. (1973): Litologie a geneze tzv. flyšoidní facie coniaku ve východní části Českého

středohoří. – Časopis pro mineralogii a geologii, 18, 379–391.

Valečka, J., Slavík, J. (1985): Litologický a sedimentologický vývoj na křídových stratotypových lokalitách

Sutiny a Merboltice. – MS ČGS Praha.

Valečka, J., Bůžek, Č., Chaloupský, J., Gabrielová, N., Házdrová, M., Hercogová, J., Kopecký, L.,

Růžičková, E., Řeháková, Z. (1970): Vysvětlující text k základní geologické mapě 1: 25 000 M-33-

41-C-b Děčín. – MS archiv ČGS.

VEB (1983): „Hydrogeologische Karte der Deutschen Demokratischen Republik. Karte der

Grundwassergefährdung. 1 : 50 000. Neugersdorf 1311-1/3 / Zittau 1311-2/4.“ – VEB Kombinat

Geologische Forschung und Erkundung Halle, VEB Hydrogeologie Nordhausen, Zentrales

Geologisches Institut, Berlin, 1. vydání.

Voigt, T. (1998): Entwicklung und Architektur einer fluviatilen Talfüllung – die Niederschöna Formation

im Sächsischen Kreidebecken. – Abhandlungen des Staatlichen Museums für Mineralogie und

Geologie zu Dresden, 43/44, 121–139.

Voigt, S., Wagreich, M., Surlyk, F.,Walaszczyk, I., Uličný, D., Čech, S., Voigt, T., Wiese, F., Wilmsen, M.,

Niebuhr, B., Reich, M., Funk, H., Michalik, J., Jagt, J. J, Felder, P., Schulp, A. (2008): Cretaceous. – In:

McCann, T. (ed.): Geology of Central Europe, Volume 2: Mesozoic and Cenozoic. – The Geol. Soc.

London., 923–997.

Voigt, T., Franke, J., Franke, S. (2013): Grundlagen für ein geologisch-tektonisches Modell der

Kreideablagerungen 709 im Sächsisch-Böhmischen Grenzbereich im Rahmen des Ziel 3. –

Projektes GRACE. Abschlussbericht.

Wilmsen, M., Niebuhr, B. (2014): Die Kreide in Sachsen. – Geologica Saxonica, 60, 3–12.

Zieger, J., Linnemann, U., Hofmann, M., Gärtner, A., Marko, L., Gerdes, A. (2018): A new U-Pb

LA-ICP-MS age of the Rumburk Granite (Lausitz Block, Saxo-Thuringian Zone): Constraints for

a magmatic event in the Upper Cambrian. – Intl. J. Earth. Sci., 107, 933–953.

Ziegler, P. A. (1990): Geological Atlas of Western and Central Europe. – Shell & The Geol. Soc., 239 s.

Žák, J., Holub, F. V., Verner, K. (2005): Tectonic evolution of a continental magmatic arc from

transpression in the upper crust to exhumation of mid-crustal orogenic root recorded by

episodically emplaced plutons: the Central Bohemian Plutonic Complex (Bohemian Massif). –

Intl. J. Earth Sci., 94, 385–400.

Žák, J., Verner, K., Holub, F. V., Kabele, P., Chlupáčová, M., Halodová, P. (2012): Magmatic to solid state

fabrics in syntectonic granitoids recording early Carboniferous orogenic collapse in the Bohemian

Massif. – Journal of Structural Geology, 36, 27–42.

Žák, J., Verner, K., Janoušek, V., Holub, F. V., Kachlík, V., Finger, F., Hajná, J., Tomek, F., Vondrovic, L.,

Trubač, J. (2014): A plate-kinematic model for the assembly of the Bohemian Massif constrained

by structural relationships around granitoid plutons. – In: Schulman et al. (eds.): The Variscan

Orogeny: Extent, Timescale and the Formation of the European Crust. – Geol. Soc. London, Spec.

Publ., 405, 169–196.

Žák, J., Svojtka, M., Opluštil, S. (2018): Topographic inversion and changes in the sediment

routing systems in the Variscan orogenic belt as revealed by detrital zircon and monazite U–Pb

geochronology in post-collisional continental basins. – Sedim. Geol., 377, 63–81.

Š. Mrázová, P. Tomanová Petrová a O. Krentz (eds)

Vydala Česká geologická služba, Praha 2020

Publikace byla vydána v rámci projektu ResiBil financovaného

z Evropského fondu pro regionální rozvoj, z Programu na podporu

přeshraniční spolupráce mezi Českou republikou a Svobodným státem

Sasko 2014–2020, registrovaného pod číslem 100267011.

Jazyková redakce Šárka Sedláčková

Grafická úprava Oleg Man

Tisk PBtisk, a. s., Dělostřelecká 344,

261 01 Příbram

1. vydání, 100 stran

03-9 446-401-20

ISBN 978-80-7075-971-4

 

EU projekt: ResiBil – Bilance vodních zdrojů ve východní části

česko-saského pohraničí a hodnocení možnosti

jejich dlouhodobého užívání

Projekt ResiBil byl nancován z Evropského fondu pro regionální rozvoj,

z Programu na podporu přeshraniční spolupráce mezi Českou republikou

a Svobodným státem Sasko 2014–2020, registrovaný pod číslem 100267011.

Česká geologická služba,

Saský zemský úřad pro životní prostředí, zemědělství a geologii,

Výzkumný ústav vodohospodářský T. G. Masaryka, v. v. i.

Projekt byl zaměřen na společnou ochranu podzemních vodních zdrojů

v česko-saské příhraniční oblasti na základě využití moderních modelových

prostředků. Cílem projektu je provedení bilance a zhodnocení možnosti

dlouhodobého užívání zdrojů podzemních vod a udržitelného hospodaření

s nimi v závislosti na očekávaných dopadech klimatických změn.

Z provedených studií a modelů vyplynulo, že důvodem změn vodního režimu

a vodní bilance v krajině jsou jak vlivy klimatické (vyšší průměrné teploty,

roky chudé či bohaté na srážky apod.), tak i antropogenní vlivy

(odběry podzemních vod).