Neogenní sedimenty vídeňské pánve

Vídeňská pánev je rozsáhlou neogenní vnitrohorskou pánví, která leží na styčné zóně Východních Alp a Západních Karpat. Z Rakouska, kterému náleží největší část jejího území, zasahuje na jv. Moravu a jz. Slovensko. Je asi 200 km dlouhá, 55 km široká, prostírá se od Gloggnitz (Dolní Rakousko) na JJZ až k Napajedelské bráně na SSV.

Stavba vídeňské pánve

Vídeňská pánev je na Z omezena flyšem Vídeňského lesa, dále jurskými bradly v pruhu od Dolního Fellabrunnu k Mikulovu, na S flyšovým pásmem Ždánického lesaChřibů, na SV flyšovým pásmem Bílých Karpat (Vnější Karpaty) a Malých Karpat (Centrální Karpaty). Mezi Bratislavou a Wiener Neustat ji zhruba ohraničují Litavské vrchy. Jižní hranici tvoří SV výběžek krystalinika Centrálních Alp. Západní hranici až k Mödlingu u Vídně tvoří Severní vápencové Alpy.

Její nepravidelný tvar způsobují okrajové lineárně protažené dílčí deprese. Na území České republiky je to 30—40 km dlouhý a 10—15 km široký hradišťský příkop, který se prakticky kryje s územím Dolnomoravského úvalu.

Hluboké podloží vídeňské pánve tvoří brunovistulikum a jeho sedimentární obal. V bezprostředním podloží neogenní výplně pánve leží příkrovy Východních Alp a Západních Karpat. Neogenní výplň vídeňské pánve zahrnuje pestrý sled mořských a terestrických sedimentů eggenburgupliocénu. Tento horninový komplex zakrývají kvartérní říční písky a štěrky, místy s jezerními a močálovými uloženinami, a místy též mocné naváté eolické sedimenty. Kvartérní sedimentace pokračuje dosud usazováním povodňových hlín. Největší mocnosti až cca 5500 m dosahují neogenní uloženiny na našem území v moravské ústřední prohlubni.

Strukturně–geologický profil ve směru SZ—JV napříč vídeňskou pánví a jejím podložím v rakouské části vápencových Alp, těsně za státní hranicí .
Strukturně–geologický profil ve směru SZ—JV napříč vídeňskou pánví a jejím podložím v rakouské části vápencových Alp, těsně za státní hranicí (zdroj: http://geologie.vsb.cz/reg_geol_cr/10_kapitola.htm).

Z tektonického hlediska jde o „naloženou miocénní pánev“, která byly spolu se svým alpinotypním příkrovovým podkladem sunuta v sávskéštýrské orogenetické fázi na krystalinikum brunovistulika. Hlavním tektonickým prvkem pánve jsou podélné hrástě a příkopové propadliny jevící v místech křížení s příčnými jednotkami brachyantiklinální nebo brachysynklinální strukturu a vyvlečení vrstev u zlomů. V hlubších souvrstvích jsou komplikovány jak diskordantími strukturami stejného rázu, tak vrásovými deformacemi.

Podloží pánve tvoří hlavně příkrovové jednotky Severních vápencových Alp (Nördliche Kalkalpen) a Vnějších Západních Karpat, z nichž největší část zaujímá magurský příkrov. Pouze malou část flyšového pásma v podloží české části vídeňské pánve, a to na jejím SZ okraji, tvoří ždánická jednotka vnější skupiny příkrovů.

Sedimentační prostor pánve se zakládá ve spod. miocénu (eggenburg, ottnang) nejprve jako dílčí deprese na hřbetech příkrovů v podobě nesené pánve), které jsou sunuty na předpolí a byly stlačovány ve směru SZ—JV.

V karpatu se směr tlaku změnil na S—J, což souviselo s levostrannou rotací Západních Karpat vůči předpolí Českého masivu a současně kolizí podél zlomů směru SV—JZ. Dno vídeňské pánve pokleslo a pánev se rozevřela podél zlomů, které měly ráz horizontálních posunů směru SV—JZ a poklesů směru S—J.

Ve střed. miocénu (badensarmat) dochází naopak k rozšiřování prostoru ve směru SZ—JV a dno pánve klesá podél zlomů směru SV—JZ až SSV—JJZ. Ve svrch. miocénu se vídeňská pánev změnila ve vnitrohorskou depresi poklesávající jen podél zlomů na okraji dílčích příkopů.

Během svého vývoje byla vídeňská pánev většinou propojena s alpsko–karpatskou předhlubní a až do pliocénu také s podunajskou a panonskou pánví, kam jsou její povrchové toky odváděny dodnes.

Stratigrafické schéma neogénu vídeňské pánve na Moravě.
Stratigrafické schéma neogénu vídeňské pánve na Moravě (zdroj: Geologická minulost České republiky, autor Ivo Chlupáč a kolektiv).

Vídeňská pánev prodělala složitý vývoj, který se odráží v rozdílném postižení její neogenní výplně. Zatímco spodnomiocenní sedimenty jsou zřetelně zprohýbány a mají výraznější úklon, svrchnomiocenní a pliocenní klastika leží téměř horizontálně. Rozdílný je i stupeň jejich tektonického postižení. Starší úrovně — sedimenty spod. miocénu a části střed. miocénu — mají spíše zachované pouze starší zlomové struktury, naproti tomu v mladších úrovních, mimo prokopírované staré struktury, jsou vyvinuty především struktury mladé. Mladé zlomy, např. pannonské nebo sarmatské, do hloubky vyznívají.

Vídeňskou pánev ohraničuje na SZ bulharský zlomový systém o výšce skoku asi 200 m. Ten omezuje soustavu podélně i příčně mírně členitých rakvicko–kyjovských vysokých ker, které na JV přiléhají k zlomovému systému schrattenbersko–steinberskému. Z těchto ker jsou plošně největší kry ratíškovickárakvická.

Systém steinberského a schrattenberského zlomu se skládá ze soustavy více nebo méně paralelních zlomů o celkové výšce skoku asi 900 m. Schrattenberský zlomový systém tvoří SZ omezení mistelbašské kry, která pokračuje z rakouského území do okolí Velkých Bílovic a Moravského Žižkova. Její SV ukončení je dáno spojením systému schrattenberského zlomu se zlomovým systémem steinberským, který dál pokračuje až do širšího okolí Mutěnic a Dubňan, kde se větví a stáčí V—Z směrem. Na Z omezuje ratíškovicko–bzenecké kry, které na V ohraničuje polešovický zlomový systém. Steinberský zlomový systém, jehož výška skoku v Rakousku dosahuje až 4000 m a na Moravě klesá na 1000 m a méně, tvoří SZ omezení hlavní depresní struktury — moravské ústřední prohlubně. Jejím nepřímým pokračováním k SV je hradišťský příkop, mladší příkopová propadlina omezená na SZ polešovickým zlomovým systémem, na JV strážnickým a skalickým zlomovým systémem.

Moravská ústřední prohlubeň

Moravská ústřední prohlubeň sousedí na JV s hodonínsko–gbelskou hrástí, od které ji oddělují lanžhotský a lužický zlomový systém. Výška skoku podél lanžhotského zlomového systému je asi 500 m, u lužického zlomového systému je menší. Hodonínsko–gbelskou hrásť na JV až V omezuje hodonínsko–gbelskýskalický zlomový systém proti holičsko–skalickému kernému systému. Podél těchto zlomových systémů docházelo řádově ke stometrovým, max. až 300 m pohybům. Na J je utíná významná, V—Z směrem probíhající farská porucha, která na J omezuje kútsko–dräsingskou depresi.

Geologická mapa moravské části vídeňské pánve.
Geologická mapa moravské části vídeňské pánve.

Vídeňská pánev prodělala poměrně dlouhý geologický vývoj od spod. až do svrch. miocénu, který v omezené míře dále pokračuje i v kvartéru. Znamená to, že hlavní geologický vývoj proběhl v časovém rozmezí 24—1,8 Ma a doznívá ještě v současnosti v podobě zemětřesení na zlomech při jejím JV omezení, recentních poklesů indikovaných opakovanými nivelacemi, dosahujících až 1,5 mm/rok a v kvartérní sedimentaci.

Geologický vývoj Vídeňské pánve

Sedimenty eggenburgu

Sedimentační prostor spod. miocénu byl předisponován při sávské fáze alpinské orogeneze. Sedimenty spod. miocénu nasedají transgresivnědiskordantně na magurský příkrov, bradlové pásmo a centrální karpatské mezozoikum. V moravské části vídeňské pánve proniká eggenburgská transgrese do oblasti lužické prohlubně vzniklé před čelem bělokarpatské jednotky.

Nejprve byly zaplaveny nejhlubší části, ve kterých dochází k sedimentaci bazálních pískovců a suťových slepenců postupně transgredujících na peneplenizované svahy paleogenního reliéfu. V důsledku členitosti podloží jsou suťové slepence silně variabilní. Suť je tvořena místním materiálem, který je složen z netříděných, málo opracovaných úlomků paleogenních pískovců, břidlic a jílovců. Směrem na svahy lužické prohlubně dochází k postupnému vykliňování těchto slepenců.

Spodnomiocenní sedimentaci zahajují v nejhlubších částech vídeňské pánve bazální eggenburgské pískovce a tzv. mikulčické suťové brekcie. V jejich nadloží jsou na S a V pánve vyvinuty sedimenty lužického souvrství s výrazně šlírovým vývojem.

Lužické souvrství

Spodní část lužického souvrství

Po rychlém prohloubení a rozšíření vídeňské pánve nastupuje sedimentace šlírů spodní části lužického souvrství. Jako šlír jsou označovány šedé až tmavošedé vápnité prachovité jílovce s laminami světle šedých prachovců. Jílovce jsou tence vrstevnaté. Obsahují lupínky slíd, zuhelnatělou rostlinnou drť a rybí šupiny na vrstevních plochách. Mocnost této jednotky dosahuje 300—600 m.

V centrální části lužické deprese dosahují šlíry mocnosti až 500 m, zatímco směrem k J na svahy týnecké elevace jejich mocnost rychle klesá až do úplného vyklínění. Jejich rozsah směrem k S a Z lze jen odhadovat, protože sedimenty zde uložené byly později denudovány. Zbytky šlírových vrstev eggenburgu a též ottnangu byly zjištěny pouze v lednické oblasti, kde jsou na vysoké kře schrattenbergského zlomu zvrásněné do sedimentů starších flyšových hornin senonupaleogénu a vytvářejí tzv. lednické šupiny.

Sedimentace eggenburgu byla ukončena mladou sávskou fází alpinského vrásnění, při které došlo k přesunutí centrální části spodnomiocenní deprese k J do prostoru mikulčické deprese. S tímto přesunem souvisí postupné rozšíření sedimentačního prostoru v ottnangu až do oblasti Lanžhota.

Sedimenty ottnangu

Počátkem ottnangu došlo v dílčích sedimentačních prostorech ke změlčení a k postupnému vyslazování. Toto změlčení bývá spojováno s mladšími sávskými pohyby alpinské orogeneze.

Hodonínské písky

Sedimentace ottnangu začíná ukládáním až 800 m mocného komplexu vápnitých písků, případně štěrků proměnlivé zrnitosti (až suťové brekcie), které jsou nazývány různými místními názvy, souborně jako hodonínské písky. Jsou známy také pod názvem obzor H–1.

Svrchní část lužického souvrství

Následné opětné prohloubení sedimentačního prostředí vytvořilo podmínky pro ukládání až 600 m mocných jílů a šlírů svrchního lužického souvrství. Jsou tvořeny převážně šedými, slabě jemně písčitými, jemně slídnatými vrstevnatými jíly s poprašky až vrstvičkami světle šedého jemnozrnného vápnitého písku na vrstevních plochách.

Ke konci ottnangu dochází k postupnému změlčování sedimentačního prostoru a jeho vyslazování v důsledku nastupující starších pohybů štýrské fáze alpinského vrásnění. Jejím důsledkem je nasunutí magurského flyše na ždánickou jednotku, což má za následek zánik lužické deprese a pokračující posouvání centra sedimentačního prostoru k J.

Sedimenty karpatu

Po krátkém přerušení sedimentace došlo počátkem karpatu ke změně tvaru sedimentačního prostoru vídeňské pánve a do moravské části pánve pronikla nová mořská transgrese.

Týnecké písky

Na bázi sedimentace karpatu se usadily až 600 m mocné deltové týnecké písky. Souvrství je tvořeno šedými, jemně, středně, místy až hrubě zrnitými vápnitými pískovci, které jsou prokládány vrstvami šedých až zelenošedých jemně písčitých vápnitých zpevněných jílů až jílovců. Mocnosti jednotlivých lavic pískovců se pohybují od 10 do 50 m, mocnosti pelitů nepřesahují 15 m. Charakteristický je hojný výskyt zuhelnatělých zbytků rostlin, často ve formě tmavošedého až černošedého pigmentu a je považováno za produkt deltové sedimentace. Východním směrem do pánve laterálně přecházejí do šlírů lakšárského souvrství.

Lakšárské souvrství

Nad vrstvami týneckých písků nastupuje hlubokovodnější sedimentace šlírů lakšárského souvrství. Tvoří je šedé, jemně prachovitě laminované, tence destičkovitě odlučné prachovité vápnité jíly. Mocnost lakšárského souvrství kolísá částečně v závislosti na morfologii pánve od 200 m do 600 m.

Šaštínské písky

Ve vyšším karpatu se pánev opět změlčila, uložily se petromiktní šaštínské písky (mocnější v okolí Hrušek), které směrem vzhůru přecházejí do tence destičkovitě odlučných, šedých šlírů závodského souvrství.

Závodské souvrství

Nad šaštínskými písky leží závodské souvrství, vyznačující se převahou pelitů, které obsahují asociace zakrnělých mořských foraminifer, jejichž složení a nápadné vytřídění podle velikosti ukazuje na mělkovodní podmínky spojené s proměnlivou salinitou na rozhraní mořských a brakických vod. Sedimentaci svrch. karpatu ukončují pestré vrstvy s převahou fialově a rudě skvrnitých jílovců nad anhydrity.

Celková mocnost sedimentů karpatu dosahuje 1000—1500 m. Konec karpatu je spojen se zvedáním ždánicképouzdřanské jednotky flyšových Karpat, což vedlo jednak ke zvýraznění Z okraje vídeňské pánve vůči karpatské předhlubni, jednak k částečné erozi starších jednotek během přerušení sedimentace.

Sedimenty badenu

Po usazení vrstev karpatu dochází v důsledku mladoštýrské fáze alpinské orogeneze k postupné přestavbě sedimentačního prostoru. Levostranné horizontální posuny jako výsledek komprese v JZ části Západních Karpat otevírají současnou vídeňskou pánev. Je také dokončena inverze reliéfu a centrum sedimentace se stěhuje dále k J až na rakouské území. Dnešní S část pánve je vyzdvižena a starší miocenní sedimenty jsou denudovány.

Celá struktura vídeňské pánve se oproti spod. miocénu mění. Roli hraje především výrazná zlomová tektonika, která rozděluje pánev na řadu různě subsidujicích ker. Nejhlubší kru představuje ústřední moravská prohlubeň (mezi Lanžhotem a Hodonínem) omezená na z. schrattenbergskýmsteinbergským zlomem a V zlomem lanžhotským.

Baden je obdobím výrazných paleogeografických změn spojených s proměnami tektonického režimu, s přestavbou vídeňské pánve a obdobím mořských transgresí, postupujících z J na S. V badenu se vyskytují dva mořské sedimentační cykly, oddělené obdobím poměrného vyslazení pánve.

Do badenu řadíme sedimenty lanžhotského souvrství, žižkovských vrstevhrušeckého souvrství včetně několika lokálně rozlišovaných jednotek. Bázi spod. badenu tvoří bazální klastika, většinou jemnozrnné, vzácněji hrubší písky až štěrky.

Již na počátku spod. badenu se projevuje působení steinbergského zlomu, na jehož pokleslou kru proniká spodnobadenské moře a ukládá zde nejstarší členy badenu. Spodnobadenské sedimenty se ukládaly v prostředí neritického moře.

Lanžhotské souvrství

Nový tektonický režim ve spod. badenu, charakterizovaný roztahováním podloží dna pánve, vyvolal pokles dna a rychlou mořskou transgresi od J k S. Vlastní spodnobadenské lanžhotské souvrství, mocné cca 500 m, tvoří nazelenale šedé masivní vápnité jíly bez výrazné vrstevní odlučnosti — tzv. tégly. Jako proplástky v nich vystupují polohy nebo čočky jemnozrnných lanžhotských písků.

Koncem spod. badenu došlo ve vídeňské pánvi postupně ke změlčování a ústupu moře. Mezi spod. a střed. badenem se po částečné regresi vynořila S část vídeňské pánve. V této době dochází k dotváření tektoniky pánve do podoby jak ji známe dnes. Vedle steinbergského zlomu se začíná projevovat i lanžhotsko–lužický zlomový systém a koncem střed. badenuschrattenbergský zlomový systém.

Moravská ústřední prohlubeň

Sedimentace střed. badenu probíhala v kontinentálním až brakickém prostředí s občasnými mořskými ingresemi. Během střed. <ititle=“Baden je geologický stupeň v období střed. miocénu.“>badenu se ve vídeňské pánvi začala projevovat výrazná střižná tektonika, v jejímž důsledku bylo dno pánve rozlámáno do řady ker. V této době vznikla mezi zlomovými pásmy SV—JZ směru moravská ústřední prohlubeň (mezi Lanžhotem a Hodonínem) omezena na Z schrattenbergskýmsteinbergským zlomem a na V zlomem lanžhotským. Ta byla spolu se svým okolím na počátku střed. badenu zaplňována deltovými uloženinami pestrých jílů žižkovských vrstev.

Žižkovské vrstvy

Sedimenty střed. badenu, reprezentované ve své spod. části žižkovskými vrstvami, vyplňují nejprve vznikající moravskou ústřední prohlubeň. Jsou to pestré zelenošedé a šedé, často rezavě hnědě skvrnité vápnité jílovce s čočkovitými vložkami pískovců. Mocnost žižkovských vrstev dosahuje až několika stovek metrů.

Během svrch. badenu pokračuje v moravské části vídeňské pánve působení výše uvedených zlomových systémů. Oproti závěrečné fázi střed. badenu dochází nejen ke změlčení sedimentačního prostoru, ale také k jeho rozšíření.

Již v badenu se objevují první náznaky uhlotvorby ve vídeňské pánvi. Buday se zmiňuje o výskytech uhelných poloh, v té době řazených do tortonu, v tzv. uhelném svrchním tortonu žižkovském v S části vídeňské pánve. Také Kalášek et al. uvádí nálezy uhelnatých jílů až slojek lesklého hnědého uhlí u Velkých Bílovic a Moravského Žižkova, kde mocnost slojí dosahovala až 2 m.

Hrušecké souvrství

Hrušecké souvrství ukazuje na opětné obnovení normální mořské sedimentace šedých a zelenavých vápnitých jílů. U pobřeží se uložily polohy lábských písků vzácně doprovázené polohami vápnitých jílů. Tyto pobřežní písky jsou lokálně zastupovány menšími biohermami řasových vápenců. Na elevacích se usazovaly i biogenní a bioklastické vápence.

Pro pánevní vývoj hrušeckého souvrství jsou charakteristické nazelenale šedé až tmavošedé nevrstevnaté, masivní, vápnité jíly, zvané tégly, s písčitými polohami nebo čočkami. Množství písčitých poloh v převážně jílovcovém souvrství směrem do nadloží roste. Mocnost tohoto souvrství je proměnlivá — od několika desítek metrů až do více než 550 m.

Pozn.: Výchoz hrušeckého souvrství je možno pozorovat na lokalitě Kienberg u Mikulova. Ve staré pískovně na hraně z. svahu nad Mušlovským potokem jsou obnažena souvrství jemnozrných až hrubozrných písků a konkrecionálně zpevněných vápnitých pískovců, jakož i čoček řasových a biodetritických vápenců hrušeckých vrstev středního a svrchního badenu. V písčitých sedimentech se nacházejí fosilie; v současné době je odsud známo asi 120 druhů mořských mlžů, 150 druhů mořských plžů, 40 druhů dírkovců, 30 druhů skořepatců (Ostracoda), 10 druhů rybích otolitů a mnoho dalších živočišných zbytků.

Koncem svrch. badenu se moře postupně změlčovalo. Po jeho ústupu mezi badenemsarmatem nahradilo mořskou sedimentaci ukládání terestrických pestrých vrstev spod. sarmatu.

Sedimenty sarmatu

Sarmatem začalo tektonicky klidnější období vývoje vídeňské pánve. Pohyby po zlomech sice pokračovaly, ale projevy eustatických pohybů mořské hladiny měly významnější uplatnění než v předchozích jednotkách. V moravské části vídeňské pánve začíná ústup moře a převaha deltových a lagunárních sedimentů.

Koncem badenu se pánev změlčila a rozšířila a Vídeňská pánev se stala brakickým zálivem, který následkem izolace Paratethydy jen omezeně komunikoval s otevřeným mořem. Při hranici badensarmat se nejprve uložily pestré sladkovodní jíly a písky. Pak následovalo rozšíření sedimentačního prostoru k SV přes moravskou ústřední prohlubeň. V jejím prodloužení do hradišťského příkopu nasedají vrstvy sarmatu přímo na flyšové jednotky.

Bílovické souvrství

Při hranici badensarmat se uložily pestré sladkovodní jíly a písky bílovického souvrství. Jde o zelenošedé, proměnlivě prachovité vápnité jíly až prachy, které navětráním získávají různé odstíny zelenožluté až olivové barvy.

Poté následovalo rozšíření sedimentačního prostoru k SV přes moravskou ústřední prohlubeň. V prodloužení do hradišťského příkopu nasedají vrstvy sarmatu přímo na flyšové jednotky. Sarmatské sedimenty dosahují největší mocnosti u Hodonína.

Pozn.: Výchoz bílovického souvrství je možno pozorovat na odkryvu zářezu terasového vinohradu na lokalitě Šardice–Červenice. V profilu je odkryta úhlová diskordance mezi bílovickým souvrstvím vídeňské pánve a flyšoidní facií ždánicko–hustopečského souvrství.
Biostratigrafické členění sarmatu dle Pappa

Pro sedimenty sarmatu se místo názvosloví Čtyrokého dříve hojně používalo dnes obecně již neuznávané Pappovo členění sedimentární výplně z let 1951—1956 do biostratigrafických zón.

Pozn. sarmatské sedimenty bílovického souvrství rozdělil Papp podle výskytu měkkýšů do pěti zón.

Do nejstarší zóny A náleží skvrnité, pestře zbarvené, proměnlivě písčité, zelené, nažloutle a namodrale zelené a šedé jíly, které v moravské ústřední prohlubni přecházejí do zelených, šedomodrých, rezavě skvrnitých jezerních jílů. Pestré jíly obsahují písčité čočky. Mocnost uloženin zóny A je 200—250 m.

V zóně B se naspodu uložila bazální klastika, štěrky a písčité štěrky s klasty hornin flyšového pásma. Místy se usadily pevné biomikritové vápence s hojnými schránkami mlžů. Větší část sedimentů tohoto souvrství charakterizuje střídání žlutých jemnozrnných slídnatých písků a světle šedých, střednozrnných až jemnozrnných písků až pískovců se světle šedými jílovci a modrošedými nebo zelenavě modrošedými jílovci. Vzácnější jsou vložky písčitých vápenců. V okolí Vacenovic nalezl Jiříček ve spod. části sarmatu uhelnou sloj.

V zóně C se usadily převážně jíly, které v zóně D nahradily písky. Zónu E tvoří zelené, zelenošedé, šedé až modravě šedé prachovité až prachovito-písčité vápnité jíly nebo jíly.

Sedimenty pannonu

Během pannonu z vídeňské pánve definitivně ustoupilo moře, takže ve svrch. pannonu se již ukládaly pouze terestrické sedimenty. Tento vývoj, příznačný pro celou Paratethydu, se spojuje s messinským eventem — vyschnutím tehdejšího Středozemního moře. Na bázi pannonu se v okrajových územích tehdejšího rozsahu vídeňské pánve projevily regresehiát. Naproti tomu v jejích vnitřních částech — v moravské ústřední prohlubni a v jejím okolí — se předpokládá mezi sarmatempannonem pozvolný přechod. Pannon je obdobím dalšího postupného vyslazování vídeňské pánve, která se pozvolna vyvíjí ve vyslazený mořský záliv rozšířený dále k SV do hradišťského příkopu.

Z faciálního hlediska lze obecně v pannonu moravské části vídeňské pánve vymezit dva rozdílné vývoje:

  • okrajový vývoj, území mezi Lednicí, Podivínem, Velkými Bílovicemi, Čejčí, Kyjovem, Bzencem a Skalicí s větším množstvím písků, prachových písků a prachů, obsahujících jako vložky polohy vápnitých jílů. V zóně B se mezi Čejčí a Kyjovem vytvořily podmínky pro vznik kyjovských lignitových vrstev.
  • pánevní vývoj, především v moravské ústřední prohlubni mezi Břeclaví a Dubňany s převahou jílů, které se střídají s řidšími polohami písků. Na bázi zóny F v moravské ústřední prohlubni a mezi Rohatcem a Bzencem vznikla dubňanská lignitová sloj. Uhlotvorné podmínky se ještě několikrát obnovily, v uhelné sérii vznikly další sloje, ale nadložní sloje nedosáhly mocnosti a kvality dubňanské lignitové sloje. Vývoj přechodné série s výskytem dalších lignitových slojí a její rostoucí mocnost směrem k J ukazují na přesun podmínek vhodných pro vznik rašelinišť směrem k J a do nadloží.

Bzenecké souvrství

V pannonu byla již vídeňská pánev jen mírně brakickým jezerem s okrajovými lagunami a občas brakickou vodou zaplavovanými maršemi. Rozlehlejší delta se rozkládala na rakouském území JZ od Břeclavi. Sedimenty reprezentuje bzenecké souvrství. Na bázi pánve (biostratigrafické zóny C a D) se usadili jemnozrnné až prachovité, často silně vápnité, světle šedé až bělavě šedé, béžové a světle žlutošedé písky deltovitého původu, lokálně s hojnou makrofaunou a mikrofaunou, a proměnlivě prachovité jíly až prachy nejčastěji světle šedé, bělavě šedé a žlutošedé, většinou silně vápnité a proměnlivě prachovité.

Kyjovské lignitové vrstvy

V centru pánve a ve vyšší části sledu se usadili většinou světle šedé, proměnlivě prachovitopísčité vápnité jíly s vložkami jemnozrnných světle béžově hnědých vápnitých písků. Z okrajových marší vznikly kyjovské lignitové vrstvy, v jejichž nadloží se usadily po dočasném rozšíření pánevního prostoru mocné písky a vápnité jíly, výše pestře zbarvené.

Geologický řez jihomoravským lignitovým revírem.
Geologický řez jihomoravským lignitovým revírem (zdroj:http://web.natur.cuni.cz/ugp/main/staff/skin/publikace/Hnedeuhli_334_386.def.indd.pdf)
Pozn.: Horniny bzeneckého souvrství je možno pozorovat v těžební jámě cihelny v Hodoníně (na silnici Hodonín–Ratíškovice). Cihelna je velmi významná lokalita typických modrošedých jílů bzeneckého souvrství biostratigrafická zón C, D a E. V současné době je v SV stěně hliniště těžena cihlářská hlína ve třech terasách.

Dubňanské souvrství

Dubňanské souvrství již dokládá úplné vyslazení pánve s převahou marší. Jde o tmavě šedé, převážně nevápnité jíly a prachy, místy obsahující úlomky makrofauny. V prostoru PR Horky, kde uloženiny tohoto stáří vystupují na povrch, se střídají v profilu nevápnité jíly se světle šedobéžovými, proměnlivě vápnitými jíly až silně vápnitými prachy s hojnou makrofaunou. Jíly a prachy spolu s plošně nejrozsáhlejší litofacií, představovanou světle žlutohnědými, světle šedými až šedobéžovými jemnozrnnými, slídnatými vápnitými písky mají charakter protáhlých čoček o proměnlivé mocnosti. Písky obsahují lokálně hrubě zrnitou psamitickou příměs, tvořenou převážně křemenem.

Dubňanská lignitová sloj

Naspodu dubňanského souvrství je uložena dubňanská lignitová sloj o mocnosti až 6 m, rozšířená téměř na celém území redukované pánve.

Gbelské souvrství

Sedimentaci pannonu na našem území zakončuje sladkovodní gbelské souvrství, které se uložilo v pokleslé moravské ústřední prohlubni jako jezerní sedimenty (uhelné jíly, písky, nejvýše pestré jíly).

Biostratigrafické členění pannonu dle Pappa

Pro sedimenty pannonu se místo názvosloví Čtyrokého dříve hojně používalo dnes obecně méně uznávané Pappovo členění sedimentární výplně z let 1951—1956 do biostratigrafických zón.

Pozn. základ nejpodrobnějšího členění pannonu ve vídeňské pánvi daly výzkumy Pappovy,který podle měkkýší fauny rozdělil pannon na zóny A až H a vyčlenil tři oddíly: spodní kongeriové vrstvy (zóny A až D), střední kongeriové vrstvy (zóna E) a svrchní kongeriové vrstvy (zóny F—H). Do spod. pannonu náleží sedimenty zón A—C, tj. bazální písčitý obzor, šedá série a žlutá písčitá série.

Čtyroký později rozčlenil sedimenty pannonu do bzeneckého (Pappovy zóny A—E), dubňanského (zóna F) a gbelského souvrství (zóny G, H).

  • Bazální písčitý obzor (zóna A). Zóna A se vyznačuje sedimentací světle šedých, výrazně vápnitých, slídnatých, pravidelně zvrstvených křemenných písků, které se vyskytují spolu se šedými jíly až jílovci. Polohy hruběji zrnitých pískovců jsou poměrně vzácné. Nacházíme je především ve spod. části vrstevního sledu. Mocnost této bazální jednotky dosahuje jen několik desítek metrů.
  • Šedá série (zóna B). Do této zóny náleží šedé, převážně vápnité, proměnlivě písčité jílovce s místy až desítky metrů mocnými polohami žlutých jemnozrnných křemenných písků, označovaných jako písky hydrobiové. Ve svrch. části zóny leží mezi Čejčí a Kyjovem a mezi Kelčany a Domanínem kyjovská lignitová sloj. V podloží kyjovské lignitové sloje je až několik desítek metrů mocný komplex světle šedých jemnozrnných, slídnatých, vápnitých křemenných písků s vložkami hrubozrnného písku. V píscích jsou ojedinělé vložky jílů, případně uhelnatých jílů, případně též tenké slojky. Ekvivalent kyjovské lignitové sloje — tenké slojky ve facii pestrých jílů — byl nalezen ve dvou vrtech v hradišťském příkopu. Mocnost této série je několik desítek metrů.
  • Žlutá písčitá série (zóna C). V nadloží zóny B vymezil Jiříček přechodnou zónu B/C. Řadí do ní jílovce a prachovce na výchozech u Stavěšic. V okolí Mutěnic je tato zóna vyvinuta jako žluté prachové písky, v okolí Čejče jsou jejím ekvivalentem šikmo zvrstvené prachy. Nad touto přechodnou zónou leží sedimenty vlastní zóny C. Z litostratigrafického hlediska ji tvoří žlutá písčitá série, nazývané též pásmem velkých písků. Nadloží kyjovské lignitové sloje tvoří komplex, ve kterém se střídají cyklicky uspořádané písky a prachy s polohami jílů a uhelných slojí. Tyto produktivní polohy nejsou tak výrazné v porovnání s uhelnou sérií v nadloží dubňanské lignitové sloje. V okolí Čejče jsou na bázi této série místy polohy s flyšovými klasty, které obsahují redeponovanou spodnobadenskou faunu. Mezi Čejčí a Svatobořicemi vystupují ve spodní části zóny C bělošedé, slídnaté prachy a prachové písky, tzv. kuřavky, a u Kyjova bělošedé písky. V nejvyšší části zóny C se v nadloží písků a prachů usadily zelené vápnité jíly, v okolí Kyjova se sádrovci. Sladkovodní nazelenalé vápnité jíly se vyskytují i mezi Kyjovem a Bzencem. Směrem k J do středu pánve se písčitá facie pozvolna mění na facii jílovou. Ta se vyznačuje přítomností šedých, převážně vápnitých jílovců s vložkami a polohami písků, jejichž mocnost dosahuje až několika desítek metrů. Celková mocnost spodnopannonských uloženin dosahuje až 250 m.
  • Šedá pelitická série (zóna D). V okrajové facii pannonu zóny D jsou typické olivově šedé vápnité prachy a prachové jíly, které obsahují vložky lumachel, především schránek mlžů. V pánevním vývoji leží na bázi olivově zelené a zelené prachy a pro sedimentaci v biozóně D příznačné šedé vápnité prachy, výše pak jíly. Ve vyšší části této zóny se místy vyskytují 10—15 cm tenké slojky a dochází i ke zvýšení písčité příměsi.
  • Šedozelená série (zóna E). Sedimenty této zóny mají v okrajových částech vídeňské pánve transgresivní charakter. Převažují v nich šedozelené až zelenošedé, ve spod. části žluté až žlutošedé, jemnozrnné písky s podřízenými vložkami zelených nebo zelenošedých jílů. V pánevním vývoji dominují jílové sedimenty. Celkově lze v zóně E vymezit spodní část s jílovým vývojem a svrchní část v písčitém vývoji. V této části pannonu se začíná již uplatňovat jednoduchá cyklická stavba, na které se podílejí písky a prachy spolu se zelenými až zelenošedými jíly. Sedimentační cykly zóny E jsou neúplné, s výrazně potlačenými uhelnými členy. Při okrajích sedimentačního prostoru se lokálně vytváří prostředí vhodné pro ukládání uhelnatých jílů a vznik kořenových půd jako předzvěst nástupu uhlotvorby v nadložní uhelné sérii. Mocnost této střednopannonské série dosahuje asi 300 m.
  • Uhelná série (zóna F). V moravské ústřední prohlubni tvoří tuto produktivní sérii komplex hornin s výraznou cyklickou stavbou a s výskytem dalších slojí nebo jejich ekvivalentů v nadloží dubňanské lignitové sloje. Regresní části cyklů tvoří šedé, vápnité, slídnaté, jemnozrnné písky s vložkami světle šedých a šedých až zelenošedých prachů. Hojně se vyskytují přechody mezi pískem a prachem — písčité prachy a prachovité písky. Písky a prachy jsou nevrstevnaté, místy s laminami jílovitého prachu nebo jílu s horizontální prachovou laminací. V písčitých polohách přibývá směrem do nadloží prachová a jílová složka, takže písky postupně přecházejí do jílovitých prachů. V nadloží dubňanské lignitové sloje se v uhelné sérii vyskytují tři výrazné uhelné polohy označované jako první až třetí nadložní lignitová sloj. Součástí jílových členů dalších cyklů jsou méně výrazné uhelné polohy bez bližšího označení. Nadložní sloje mají buď jednoduchou stavbu, nebo se často štěpí do dvou a více lávek. Sloje a jejich lávky se označují směrem odspodu nahoru. Nejkvalitněji je vyvinutá druhá nadložní sloj L20, ve které byly na dvou ložiskách v moravské ústřední prohlubni vypočteny nebilanční zásoby uhlí. Další sloje jsou hospodářsky nevýznamné, i když první nadložní sloj (L10) má místy nebilanční nebo dokonce bilanční mocnost. Mocnost uhelné série je v S části moravské ústřední prohlubně 32—35 m, směrem k J se zvětšuje. Jižně od Dubňan je uhelná série mocná 55—60 m, na spojnici Mutěnice–Hodonín 70—80 m. Dále k J se vzdálenost mezi dubňanskou slojí a slojí L30 udržuje na této úrovni.
  • Pestrá série (zóna G, H). Tuto sérii tvoří v moravské ústřední prohlubni komplex pestrých jílů. Šedé, nazelenale šedé a žlutošedé jíly jsou rezavě, žlutohnědě a červeně skvrnité, nevrstevnaté, nevápnité, plastické. V jílech jsou nesouvislé až 4 m mocné vrstvy a čočky šedých nebo žlutošedých, někdy rezavě skvrnitých prachů a převážně jemnozrnných písků s různým jílovým podílem. Písky a prachy jsou zpravidla slabě diageneticky zpevněné, méně časté jsou rozpadavé pískovce. V celé pestré sérii se často vyskytují bělošedé vápnité konkrece, černé manganové konkrece (feromanganolity) a až 30 cm mocné čočkovité polohy bělošedých prachovito–jílovitých vápenců. Pestrá série je zachována v neúplné mocnosti jako předkvartérní relikty. Mocnost série v moravské ústřední prohlubni je proměnlivá a závislá na hloubce uložení dubňanské lignitové sloje. Na S následkem eroze tato série chybí, směrem k J její mocnost narůstá až na 180 m.
  • Přechodná série (zóna G) označovaná také jako přechodné modré jílové vrstvy. Mezi Dolními Bojanovicemi a Lužicemi se v moravské ústřední prohlubni začínají v pestrých jílech spodní části pestré série objevovat vložky šedých jílů a prachů. Směrem k J jejich množství přibývá a pestrá série získává zdola nahoru stále více charakter uhelné série. V transgresních částech cyklů se postupně k J objevují další uhelné polohy až do 9. nadložní sloje. Polický in Krejčí et al. považuje oba vývoje za heteropické facie a uvádí, že vrstvy přechodné série se k okraji moravské ústřední prohlubně prstovitě vkliňují do pestrých vrstev. Hlavními horninami přechodné série jsou šedé, modrošedé, méně zelenošedé jíly. Na rozhraní přechodné a pestré série jsou místy cihlově červené jíly, ojediněle se objevují i uvnitř přechodné série. Písky a prachy tvoří málo mocné polohy a čočky. V přechodné sérii se vyskytují karbonátové konkrece, zatímco manganové konkrece chybí. Báze této série se klade do nadloží sloje L30 nebo do nadloží biomikritického vápence. Mocnost přechodné série je proměnlivá. V S části jejího výskytu mezi Starým a Novým Poddvorovem se pohybuje okolo 7 až 15 m. V nejhlubších a nejmobilnějších částech moravské ústřední prohlubně kolem Moravského Žižkova a Hrušek je mocná až 60 m, komplex hornin s charakterem uhelné série (tj. uhelná a přechodná série dohromady) dosahuje mocnosti až 150 m.

Mocnost sedimentů pannonu se odhaduje na cca 1000 m.

Sedimenty pliocénu (dac—roman)

Během pliocénu byli vyzdvižené moravské části vídeňské pánve zaplňovány říčními sedimenty jen dílčí úvaly řek (Morava, Dyje). Zřetelně poklesla pouze podhůří Malých Karpat na Slovensku (záhorsko–plavecký příkop), kde se uložilo až několik set metrů mocné jezerní štěrky, písky a jíly, jež navazují na pliocenní uloženiny v sev. Maďarsku.

Jedná se převážně o hrubozrnné štěrky a písčité štěrky s polohami hrubozrnných a křemenných písků. Tato říční a jezerní depozita, zachovaná pouze v menších denudačních reliktech, řadí Čtyroký do valtických štěrkových vrstev. Stáří tohoto komplexu se odhaduje na 5,6—1,8 Ma.

Valtické štěrkové vrstvy

Stratigraficky nejvyšší člen miocenní (příp. až pliocenní) výplně vídeňské pánve tvoří souvrství písků a štěrků, které je především rozšířené na Z okraji pánve. Pro toto souvrství byl zvolen nový název valtické štěrkové vrstvy. Na základě zjevné superpozice těchto štěrků nad sedimenty spod. a střed. pannonu na Mikulovsku a Valticku a nálezů fosilních obratlovců nejvyššího miocénu je v nich na více lokalitách možné klást jejich stáří do nejvyššího pannonu (zóny G/H), příp. i pontu. Není však vyloučeno, že sedimentace těchto limnofluviatilních sedimentů přetrvala i do spod. pliocénu.

Vídeňská pánev – zdroj surovin

Jako celek je vídeňská pánev velmi komplikovaným systémem příkopů a hrástí, které byly během neogénu různě vyplňovány i erodovány a inverzně měnily svůj reliéf. Díky této stavbě byli vytvořeny vhodné podmínky pro koncentrace kapalných a plynných uhlovodíků — ložiska ropyzemního plynu. Většina z nich je vázána na stupeň baden a jen menší část na spodní miocénsarmat. Kromě ropy a zemního plynu obsahují uloženiny vídeňské pánve i lignitové sloje, pannonské jíly a písky se tradičně využívají ve stavebnictví a jako cihlářské suroviny.

Napsat komentář