image
image
image
image
image
image
 
ResiBil – Bilance vodních zdrojů ve východní části česko-saského
pohraničí a hodnocení možnosti jejich dlouhodobého užívání
Geologie česko-saské křídové pánve
mezi Krušnými horami a Ještědem
Štěpánka Mrázová, Pavla Tomanová Petrová a Ottomar Krentz (eds)
Resi
Bil

 
Geologie česko-saské křídové pánve
mezi Krušnými horami a Ještědem

image

image
image
image
image
ResiBil – Bilance vodních zdrojů ve východní části česko-saského
pohraničí a hodnocení možnosti jejich dlouhodobého užívání
Geologie česko-saské křídové pánve
mezi Krušnými horami a Ještědem
Resi
Bil
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.).

1| Úvod
(Š. Mrázová) ............................................................... 7
2| Metodika a výsledky terénních prací
(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
3| Stratigrafické schéma
(R. Nádaskay, T. Voigt) ..................................... 24
4| Geologický vývoj
(O. Krentz, B. Mlčoch, Š. Mrázová, R. Nádaskay, J. Valečka) ......... 26
Neoproterozoikum–paleozoikum ................................................ 26
Mladší paleozoikum............................................................. 27
Mezozoikum ................................................................... 27
Terciér–kvartér ................................................................. 30
5| Tektonika
(J. Jelínek, O. Krentz, B. Mlčoch, R. Nádaskay, J. Valečka) ................. 32
6| Regionálněgeologická stavba
................................................... 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
Obsah

7| Geologicky zajímavé a významné lokality
(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
8| Hydrogeologické poměry oblasti
(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
Slovníček pojmů
.................................................................. 89
Seznam literatury
(P. Tomanová Petrová) ........................................... 94
6
GEOLOGIE ČESKO-SASKÉ KŘÍDOVÉ PÁNVE MEZI KRUŠNÝMI HORAMI A JEŠTĚDEM

image
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.).
1
|
Úvod
Obr. 1-1: Polygon
celého území projektu
s vyznačenými
původními
a rozšířenými
pilotními oblastmi
pro hydrogeologický
model.

image
8
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
9
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
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
(http://www.geology.cz/rebilance/vysledky).
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.
Geologická přehledná mapa
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

image
2
|
METODIKA A VÝSLEDKY TERÉNNÍCH PRACÍ
11
Geologický profil
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.
Geofyzika
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.

image
12
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.

image
image
2
|
METODIKA A VÝSLEDKY TERÉNNÍCH PRACÍ
13
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.

image
14
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).
Vrty
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-

image
2
|
METODIKA A VÝSLEDKY TERÉNNÍCH PRACÍ
15
Obr. 2-5b): Reflexní
seizmika – hloubkové
řezy reflexních
rozhraní.

image
image
16
GEOLOGIE ČESKO-SASKÉ KŘÍDOVÉ PÁNVE MEZI KRUŠNÝMI HORAMI A JEŠTĚDEM
hloubka (m)
hornina
stratigrafické
zařazení
hydrogeologický
typ horniny
od
do
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.
hloubka (m)
hornina
stratigrafické
zařazení
hydrogeologický
typ horniny
od
do
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.

image
2
|
METODIKA A VÝSLEDKY TERÉNNÍCH PRACÍ
17
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).
3D modelování
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.

image
18
GEOLOGIE ČESKO-SASKÉ KŘÍDOVÉ PÁNVE MEZI KRUŠNÝMI HORAMI A JEŠTĚDEM
Obr. 2-9: 3D koncepční
geologický model
zájmové oblasti.
a)
b)
c)
d)

2
|
METODIKA A VÝSLEDKY TERÉNNÍCH PRACÍ
19
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
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

image
image
20
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.

image
2
|
METODIKA A VÝSLEDKY TERÉNNÍCH PRACÍ
21
kokolitky – mikroskopické vápnité destičky řas, pro sedimenty křídy amoniti, mlži (zejména
rod
Inoceramus –
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.
Horninový výbrus
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.
Průsvitné těžké minerály
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.

image
image
image
22
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.
a)
b)

image
2
|
METODIKA A VÝSLEDKY TERÉNNÍCH PRACÍ
23
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

image
3
|
STRATIGRAFICKÉ SCHÉMA
25
Obr. 3-1: Stratigrafické
schéma horninových
celků v zájmové oblasti
projektu ResiBil.

image
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.
Neoproterozoikum–paleozoikum
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.
4
|
Geologický vývoj
Obr. 4-1: Schématické
znázornění regionálních
geologických jednotek
v podloží české křídové
pánve s vyznačením
linie geologického
řezu (1–2).

4
|
GEOLOGICKÝ VÝVOJ
27
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.
Mladší paleozoikum
Karbon–perm
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.
Mezozoikum
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

image
28
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
29
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).

image
30
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).
Terciér–kvartér
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.

image
4
|
GEOLOGICKÝ VÝVOJ
31
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

image
5
|
TEKTONIKA
33
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).

image
34
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
35
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).

image
image
36
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.
a)
b)

image
image
5
|
TEKTONIKA
37
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.

image
38
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.

image
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.
1. Lužický masiv
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
6
|
Regionálněgeologická stavba
Obr. 6-1: Lužický
granodiorit v lomu
Lipová. Foto:
Š. Mrázová, 2019.

image
40
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.
2. Krušnohorské krystalinikum
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.

image
image
6
|
REGIONÁLNĚGEOLOGICKÁ STAVBA
41
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.
3. Krkonošsko-jizerské krystalinikum, ještědská
skupina
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.

image
42
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.
4. Labské břidličné pohoří
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.

image
image
6
|
REGIONÁLNĚGEOLOGICKÁ STAVBA
43
(„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.

image
44
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.
5. Karbon–perm
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.

image
6
|
REGIONÁLNĚGEOLOGICKÁ STAVBA
45
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.
6. Jura
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.

image
46
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
Hecticoceras hecticum
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
Gregoriceras transversarium
. Vyšší část souvrství oxfordského stáří budují
světlé vápence s amonity
Epipeltoceras bimammatum
a
Lithacoceras achilles
a s obsahem
Obr. 6-10: Dopravní
štola mezi bývalými
lomy a vápenkou
u Doubice. Foto:
M. Vajskebrová, 2018.

6
|
REGIONÁLNĚGEOLOGICKÁ STAVBA
47
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).
7. Křída
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.
Perucko-korycanské souvrství
, resp.
souvrství Niederschöna
a
Oberhäslich
(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,

image
48
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.
Bělohorské souvrství
, resp.
souvrství Schmilka
a
Briesnitz
(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.

image
6
|
REGIONÁLNĚGEOLOGICKÁ STAVBA
49
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).
Jizerské souvrství
, resp.
souvrství Postelwitz
a
Oybin
(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.

image
50
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
Thalassinoides
. 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.

image
6
|
REGIONÁLNĚGEOLOGICKÁ STAVBA
51
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.
Teplické souvrství,
resp.
souvrství Schrammstein, lückendorfské
a
waltersdorfské sou-
vrství
(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.

52
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.
Březenské souvrství,
resp.
waltersdorfské souvrství
(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

image
6
|
REGIONÁLNĚGEOLOGICKÁ STAVBA
53
Obr. 6-15: Erozí
postižené pískovce
březenského souvrství
ve skalním městě
u Sloupu v Čechách.
Foto: M. Vajskebrová,
2015.

image
54
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.
Merboltické souvrství
(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).
8. Oherský rift
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.

image
6
|
REGIONÁLNĚGEOLOGICKÁ STAVBA
55
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.

image
56
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.

image
6
|
REGIONÁLNĚGEOLOGICKÁ STAVBA
57
9. Terciér a kvartér
Relikty paleogénu
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.
Žitavská pánev
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.

image
58
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.
Kvartér
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.

image
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
(http://lokality.geology.cz).
1. Belveder (Labská Stráň)
ID 4162. N 50°50.97155‘, E 14°13.29182‘
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
7
|
Geologicky zajímavé a významné lokality
Obr. 7-1: Přehledná
mapa geologicky
zajímavých
a vybraných lokalit.
„Přírodu je třeba vnímat.“

image
60
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
Thalassinoides
. 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.

image
7| GEOLOGICKY ZAJÍMAVÉ A VÝZNAMNÉ LOKALITY
61
zivně bioturbovány. Síť válcovitých rozvětvených bioturbačních textur klasifikovaných jako
Thalassinoides
vytváří natolik dominantní texturu, že lze hovořit o „
Thalassinoides
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.
2. Údolí Labe
Podskalí – granity – N 50°49.652‘, E 14°13.646‘
Studený potok – pískovce cenomanu – N 50°49.899‘, E 14°13.801‘
ID 21. Hřensko – pískovce turonu – N 50°52.442‘, E 14°14.175‘
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.

image
62
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.

image
7| GEOLOGICKY ZAJÍMAVÉ A VÝZNAMNÉ LOKALITY
63
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.

image
64
GEOLOGIE ČESKO-SASKÉ KŘÍDOVÉ PÁNVE MEZI KRUŠNÝMI HORAMI A JEŠTĚDEM
3. Lipová – lomy pod Ječným vrchem
ID 2003. N 51°0.27407‘, E 14°20.57985‘
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.

image
7| GEOLOGICKY ZAJÍMAVÉ A VÝZNAMNÉ LOKALITY
65
4. Kunratice, Zelený kříž, Žulovec
4a. Zelený kříž
ID 1923. N 50°57.85518‘, E 14°26.21257‘
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.

image
image
66
GEOLOGIE ČESKO-SASKÉ KŘÍDOVÉ PÁNVE MEZI KRUŠNÝMI HORAMI A JEŠTĚDEM
4b. Horní Podluží – Žulovec
ID 1915. N 50° 52.610‘, E 14° 32.094‘
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.
5. Zlatý vrch
ID 24. N 50°49.29620‘, E 14°27.91788‘
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.

image
image
7| GEOLOGICKY ZAJÍMAVÉ A VÝZNAMNÉ LOKALITY
67
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.

image
68
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.
6. Doubice – Vápenka
ID 1876. N 50°53.76267‘, E 14°28.84115‘
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.

image
7| GEOLOGICKY ZAJÍMAVÉ A VÝZNAMNÉ LOKALITY
69
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
Terebratula
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.

image
70
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).
7. Sloup, okolí Cvikova
7a. Sloupské skalní město
ID 4048. N 50°44.14225‘, E 14°34.85255‘
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.

image
image
7| GEOLOGICKY ZAJÍMAVÉ A VÝZNAMNÉ LOKALITY
71
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
ID 32. N 50°46.23458‘, E 14°39.38988‘
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.

image
72
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.

image
7| GEOLOGICKY ZAJÍMAVÉ A VÝZNAMNÉ LOKALITY
73
Obr. 7-17: Pískovcové
sloupečky na Dutém
kameni způsobené
vlivem prohřátí kolem
polzenitové žíly.
Foto: P. Tomanová
Petrová, 2018.

image
image
74
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
75
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).
8. Tolštejn
ID 4154. N 50°51.41260‘, E 14°34.90123‘
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.
9. Großer Stein (Velký kámen), též Goethekopf (Goethova hlava)
N 50°56.460000‘, E 14°39.480000‘
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.

image
76
GEOLOGIE ČESKO-SASKÉ KŘÍDOVÉ PÁNVE MEZI KRUŠNÝMI HORAMI A JEŠTĚDEM
10. Große und Kleine Orgel (Velké a Malé varhany)
N 50°50.673300‘, E 14°41.490960‘
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.
11. Jánské kameny (Johannisstein) – vulkanity
ID 4055. N 50°50.06745‘, E 14°43.05635‘
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.

image
image
7| GEOLOGICKY ZAJÍMAVÉ A VÝZNAMNÉ LOKALITY
77
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.

image
image
78
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.

image
7| GEOLOGICKY ZAJÍMAVÉ A VÝZNAMNÉ LOKALITY
79
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.).
12. Kelchsteine (Skalní hřiby)
ID 4055. N 50°49.989420‘, E 14°44.501040‘
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.

image
80
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.
13. Muschelsaal (Mušlový sál)
N 50°49.980000‘, E 14°44.940000‘
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).
14. Felsentor (Skalní brána)
N 50°50.95893, E 14°45.69163
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).

image
7| GEOLOGICKY ZAJÍMAVÉ A VÝZNAMNÉ LOKALITY
81
15. Okolí Jítravy
15a. Kozí hřbety, Ostrý vrch, Vysoká
ID 4057 a 528. N 50°48.65412‘, E 14°50.79292‘
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.

image
image
82
GEOLOGIE ČESKO-SASKÉ KŘÍDOVÉ PÁNVE MEZI KRUŠNÝMI HORAMI A JEŠTĚDEM
15b. Sloní kameny (Bílé skály)
ID 34. N 50°48.10463‘, E 14°51.22083‘
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.

image
7| GEOLOGICKY ZAJÍMAVÉ A VÝZNAMNÉ LOKALITY
83
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.
16. Kryštofovo Údolí
ID 530. N 50°46.75520‘, E 14°57.05025‘
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.

image
image
84
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.

image
image
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.
Vymezení pilotních lokalit a modelových území
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
8
|
Hydrogeologické poměry oblasti
< 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.

86
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).
Vymezení kolektorů a izolátorů
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.
Hydraulické charakteristiky
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
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

image
image
8| HYDROGEOLOGICKÉ POMĚRY OBLASTI
87
< 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.
Využívání vodních zdrojů
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

image
image
88
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.
Modely proudění podzemní vody
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.

Anoxický
– 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.
Antecedentní
– typ průlomového údolí. Vzniká tam, kde vodní tok protéká plochou krajinou,
jejíž část postupně prodělává tektonický výzdvih.
Amonit
– skupina hlavonožců s vnější schránkou žijící v období devon–křída (starší paleo-
zoikum–mezozoikum).
Autochtonní
– vzniklý na místě, nepřemístěný.
Bazální klastika
– písčité až štěrkovité sedimenty ležící na bázi sedimentárního cyklu
Bioturbace
– přepracování sedimentů působením živočichů a rostlin.
Boreální oblast –
v období mezozoika oblast na sever od Českého masivu z velké části za-
plavená tzv. boreálním mořem.
Cosety –
složené šikmé zvrstvení; sedimentární textury, které v rámci jednotlivých lamin
šikmého zvrstvení obsahují ještě další, na ně naložené laminy šikmého zvrstvení.
Depocentrum
– 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.
Diskordance
– hraniční plocha označující hiát, tedy přerušení sekvence hornin v důsledku
nesedimentace, eroze, tektonického posunu, atd.
Elektrická odporová tomografie (ERT)
– geofyzikální metoda geoelektrického průzkumu,
kombinace profilového měření a vertikálního sondování.
Elektromagnetická metoda VDV
(velmi dlouhé vlny) – metoda využívající elektromagne-
tické pole navigačních radiostanic, kdy dochází ke zkreslení těchto polí vlivem vodivost-
ních nehomogenit v horninovém prostředí.
Eolická koraze
– eroze způsobená nárazy zrn písku unášených větrem (podemílání skalních
útvarů v poušti, vznik hranců).
Epikontinentální moře
– mělké moře, které pokrývá šelfy nebo vnitřní části kontinentů.
Eroze
– mechanický odnos zvětralin větrem, vodou a ledem.
Estuárie
– nálevkovité ústí řeky do moře.
Eustatický –
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.
Extenzní/transtenzní pánev
– pánve vznikající tektonickými procesy spjatými s roztaho-
váním zemské kůry, resp. litosféry. V případě transtenzních pánví se jedná o kombinaci
Slovníček pojmů

90
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.
Flyšoidní facie –
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.
Fosiliferní
– vrstvy obsahující zkameněliny.
Fosilie
(zkaměnělina) – zbytek těla kdysi žijících organismů, jejich otisky a stopy.
Geoelektrický průzkum
– 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.
Geofyzikální průzkum
– průzkum prostředí (např. horninového) realizovaný pomocí geo-
fyzikálních metod (studium fyzikálních polí ovlivněných zemským tělesem).
Glacifluviální
– ledovcovoříční.
Glacilakustrinní
– ledovcovojezerní.
Goniatiti
– hlavonožci ze skupiny amonitů.
Granitoidy
– souborné označení magmatických hornin granitového (žulového) až křeme-
nodioritového složení.
Graptoliti
– skupina vyhynulých mořských koloniově žijících organismů (spodní ordovik–
spodní devon).
Gravitační proud
– 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.
Hrásť
– tektonická struktura, obvykle vytvořená dvěma nebo více paralelními poklesy a jejíž
střední část leží výše než okrajové kry. Opakem je příkop.
Ichnofosilie
– je stopa po organismu. Časté jsou stopy po lezení bezobratlých živočichů
nebo jejich vrtání do dna.
Intruze
– 1. tuhnutí magmatu v hloubce, vnikání magmatu do zemské kůry, 2. podpovrchová
tělesa vyvřelých hornin.
Inverze
– obrácení, změna smyslu v opak (reliéfu, vrstevního sledu…).
Jehlice houby
– skelet mořských hub, tj. nejníže organizovaných, výlučně mořských přisedle
žijících mnohobuněčných živočichů, rozlišujeme vápnité a křemité.
Kenozoikum
– časové období zahrnující terciér + kvartér.
Koncepční geologický model
– zjednodušené vyjádření prostorové situace geologických
jednotek.
Konkrece
– útvary nepravidelného i kulovitého tvaru vzniklé akumulací nerostné substance,
nejčastěji vápnité, pelosideritové, křemité, pyritové atd.
Konodonti
– mikroskopické fosfatické organické zbytky, často se zoubky, příslušející ne-
známým organismům, známi z období kambrium–jura, stratigraficky velmi významní.
Kolize
– tektonický režim, ve kterém dochází k postupnému přibližování dvou litosférických
desek a nakonec k jejich kolizi za vzniku kolizního orogenu (pohoří).

9| SLOVNÍČEK POJMŮ
91
Labské břidličné pohoří
– regionálně geologická jednotka ležící zejména v Německu.
Lakolit
– magmatické těleso bochníkovitého tvaru, vzniklé intruzí do mírně ukloněných až
vodorovných vrstev.
Lilijice
– mořští, přisedle žijící ostnokožci, tělo tvoří kalich, ramena a stonek.
Litostratigrafie
– podobor stratigrafie, který se zaměřuje na popis posloupnosti hornin v horni-
novém sledu (sukcesi) na základě jejich litologie, zejména popisu vnějšího vzhledu hornin.
Lugikum
– regionálně geologický pojem, nejsevernější jednotka Českého masivu, zde zahr-
nující krkonošsko-jizerské krystalinikum a lužický pluton.
Maarový kráter
– nálevkovitý sopečný kráter, vytvořený erupcí v důsledku kontaktu mag-
matu s podpovrchovým rezervoárem vody.
Metamorfovaný
– přeměněný teplotně nebo tlakově.
Metoda štěpných stop
– 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.
Metoda datováním zirkonů
– jedná se o metodu radiometrického datování prováděnou
na zrnech zirkonů. Základem metody je stanovení izotopického složení U, Th a Pb.
Mezoreliéf
– reliéf oblasti o rozloze řádově desítek km
2
.
Mezozoikum
– 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.
Morfostruktura
– tvary reliéfu podmíněné strukturně (např. zlomy, vrstevnatost, metamorfní
usměrnění).
Násunový zlom
– ze skupiny přesmyků – nadložní kra je přemístěna vzhůru vůči kře pod-
ložní, úklon zlomové plochy je pod 30°.
Neotektonický
– geologicky mladé tektonické pohyby ovlivňující dnešní reliéf.
Oceán Tethys
– 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.
Oherský rift
– 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.).
Opakní minerál
– neprůsvitný minerál, studuje se pomocí odraženého světla.
Optická mikroskopie
– studium minerálních fází podle jejich optických vlastností pomocí
mikroskopu.
Orogenní
– spjatý s vrásněním (horotvorbou).
Orogenní plošina
– plošina (plató) zformována postupným nasouváním orogenních
příkrovů v průběhu kontinentální kolize.
Paleozoikum
– 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

92
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.
Pánev –
deprese okrouhlého nebo protáhlého tvaru o rozměru od kilometru po tisíce km,
vyplněná mocnými nezvrásněnými sedimenty obvykle mořského původu, poklesající
během sedimentace.
Pánev typu „pull apart“
– je strukturní pánev vznikající na horizontálních posunech.
Polopříkop
– angl. half-graben. Asymetrický příkop s jedním hlavním řídícím zlomem, podél
kterého je subsidencí (poklesem pánevního dna) vytvářen akomodační prostor. Typický
produkt extenzní tektoniky.
Polzenit
– silně bazická vyvřelá hornina s vysokým obsahem MgO.
Porfyrický
– charakteristická struktura s viditelnými krystaly v mikrokrystalické nebo sklovité
základní hmotě.
Pravostranný směrný posun
– dextrální; pravostranný posun na horizontálním zlomu (tzv.
strike-slipovém zlomu) vůči pozici pozorovatele.
Progradující
– v tomto kontextu progresivně postupující směrem do pánve a to v důsledku
významného přínosu úlomkovitého materiálu, resp. poklesu mořské hladiny. Opakem
je retrogrese.
Přesmyk
– zlom, kdy je nadložní kra přemístěna vzhůru vůči kře podložní.
Příkrov
– horninové těleso, které bylo přemístěno tektonicky nebo gravitačně na jinou hor-
ninovou jednotku, původně velmi vzdálenou.
Ramenonožci (
Brachiopoda) – kmen mořských živočichů s dvoudílnou vápnitou nebo chi-
tinózní (někdy s fosfátem) schránkou.
Regrese
– opak transgrese, ústup břežní linie do moře projevující se v sedimentárním zá-
znamu např. přechodem z mořských facií do kontinentálních.
Rift
– 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.
Salinita
– celkový obsah solí rozpuštěných ve vodě, udává se v ‰.
Saxothuringikum
– regionálně geologická jednotka ležící v Německu, na naše území zasa-
huje jen jv. částí. Tvoří hlavní část Krušných hor.
Seizmický profil
– záznam seizmického měření.
Seizmický průzkum
– 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.
Silicifikace
– impregnace až zatlačení oxidem křemičitým.
Souvrství
– základní litostratigrafická jednotka.
Stromatopory
– 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.
Synklinála
– korytovitý ohyb horninových vrstev velkého měřítka.
Škrapy
– nepravidelně laločnaté a hrotovité útvary zejména v krasových vápencích, ale mo-
hou se vyskytovat také v pískovcích.

9| SLOVNÍČEK POJMŮ
93
Tafoni
– skalní dutiny tvořící se pod pevnější povrchovou kůrou horniny, do nitra se více či
méně rozšiřují.
Tethydní oblast
– oblast oceánu Tethys.
Textura
– 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).
Těžké minerály
– minerály s hustotou nad 2,9 g/cm³. V celkovém objemu horniny jsou
přítomny v akcesorickém množství.
Tíhová měření (gravimetrie)
– geofyzikální měření tíhového zrychlení na povrchu Země
Transgrese
– 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.
Úplná Bouguerova anomálie
– tíhové zrychlení opravené o účinek volného vzduchu
(Fayova anomálie), o účinek všech „normálních“ hmot nad hladinou moře (referenčního
elipsoidu) a vliv reliéfu terénu.
Variská orogeneze
– horotvorné pochody vedoucí ke vzniku rozsáhlého evropského pohoří –
variscid – probíhající v devonu až permu.
Vnitrohorská pánev
– pánev uvnitř horstva vyplněná kontinentálními sedimenty
Voštiny
– jamkovité prohlubně ve svislých a převislých skalních pískovcových stěnách, vzni-
kají zvětráváním.
Vulkanický peň
– produkt hlubinné intruze menšího rozsahu, může být vypreparovaný.
Výchoz
– místo, kde horniny vystupují na povrch.
Zdánlivý měrný odpor
– fyzikální veličina charakterizující vodivostní (odporové) vlastnosti
horniny vůči elektrickému proudu, který je ovlivněn přítomnými geologickými nehomo-
genitami.
Zdrojová oblast
– oblast, ze které pochází částice sedimentu.
Zrno
– malá částice hmoty, monominerálního nebo polyminerálního složení.
Zvrstvení
– 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.).
Žíla
– 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:
http://lokality.geology.cz
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

SEZNAM LITERATURY
95
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.,

96
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 OrliceSněžník 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
97
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.

98
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
99
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.

Geologie česko-saské křídové pánve
mezi Krušnými horami a Ještědem
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

image
image
image
 
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.
PARTNEŘI PROJEKTU
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).