![Jeskynní systém Řeky - prezentace [9MB - PowerPoint]](cztxt/aktualne/jeskynni_system_reky.jpg)
Plánivy.CZ - Články
| Zjišťování hloubek dna a vývoje Hrádského žlebu P.Kalenda, J.Kučera, R.Duras, P.Mravec 01.11.2002 - >P< |
| 1. Úvod
Vývoj Hrádského žlebu bezprostředně souvisí s vývojem jeskynních systémů, vázaných na jednu ze zdrojnic Punkvy – Bílou Vodu. Jednou z otázek, kterou jsme měřením řešili, bylo to, zda Holštejnská jeskyně neústí do Hrádského žlebu, jak předpokládali Zatloukal a kol. (1996). Druhým řešeným problémem bylo nalezení míst případných dnes zakrytých propadání nebo závrtů, zejména pod ústím Lopače a Krasovského potoka do Hrádského a Suchého žlebu. Třetím cílem práce bylo zjištění vývoje sedimentární výplně žlebu a rekonstrukce vývoje údolí za období sedimentace jeho výplně. Čtvrtým cílem bylo zjistit, zda jeskyně Panský klínek nemůže být ponorovou jeskyní s přímou návazností na sedimenty v údolí. 2. Způsob měření Pro zjištění kvalitativních vlastností sedimentární výplně Hrádského žlebu jsme použili geofyzikální metodu vertikálního elektrického sondování (VES), která umožňuje odlišit horniny s různými měrnými odpory a zjistit hloubky, ve kterých se nacházejí. S výhodou jsme využili velkého poměru mezi měrnými odpory podložních vápenců a sedimentární výplně. V sedimentární výplni byly odlišitelné také zvodnělé a nezvodnělé sedimenty a štěrky od jílů. Přesnost stanovení hloubek závisí na přesnosti zjištěných odporů hornin in situ a případném navázání na opěrný vrt. V proměřovaném úseku údolí byl situován jeden vrt HV102 u spodního vchodu Císařské jeskyně (Taraba a kol. 1976), který je možno považovat za opěrný, přestože pravděpodobně nebyl umístěn v nejhlubším místě údolí. Další dva vrty HV101 a HV102 (Taraba a kol. 1982), nacházející se v blízkosti propadání Krasovského potoka sice nedosáhly do podloží sedimentární výplně údolí, ale na základě čerpacích zkoušek je možno usuzovat i v těchto místech na hloubku skalního podloží. I tyto vrty je možno s přihlédnutím k poloze mimo osu Hrádského žlebu a pouze interpretovanou hloubku skalního podloží částečně použít jako opěrné. Navázáním na opěrné vrty může být absolutní přesnost interpretace sond VES zvýšena na cca 10-15% interpretovaných hloubek. Relativní mezisondová i meziprofilová korelace je zatížena minimální interpretační chybou vzhledem ke stejnému způsobu měření i interpretace. Profily sond VES byly voleny kolmo na údolí s krokem cca 0,5 km v místech, která nejsou ovlivněna lokálními závrtky od Wankelova závrtu těsně nad závěrovou hranou Holštejnského údolí sensus stricto jižně od Holštejna (říční kilometr Punkvy přes Suchý žleb14,48 km), přes Ostrov u Macochy až pod ústí Krasovského potoka jižně od Vintok (říční kilometr 10,41 km) (viz obr.1). Sondy VES byly umístěny na profilu s hustotou 5 – 10 m. Pouze na okrajích profilů byly umístěny doplňkové sondy VES 20 m od předchozích sond. Tímto způsobem bylo proměřeno celkem 10 profilů, na kterých bylo celkem 78 sond VES. Protože nebylo možno umísťovat proudové elektrody mimo údolí ve svazích (časté vápencové skalky), zvolili jsme tříelektrodové uspořádání se čtvrtou proudovou elektrodou v nekonečnu, což z praktických důvodů bylo cca 200 – 300 m od profilu v některém ze závrtků v údolí, kolmo na měřený profil. 3. Výsledky a interpretace Ukázka některých změřených sond VES je na obrázku č.2. Většina odporových křivek na vápencovém podkladu vykazovala mnohovrstevnatou strukturu s „nekonečným“ odporem v podloží (viz obr. 2a). Na třech profilech – 5 (Panský klínek), 7 (Ostrov – Jednota) a 8 (Ostrov – propadání Lopače) byly některými sondami ve východní části údolí zachyceny v podloží pravděpodobně kulmské břidlice, což snížilo měrné odpory podložních hornin na 100 – 500 ohmm (viz obr. 2b). Interpretace sond VES byla počítána na PC pomocí programu pro přímou úlohu VES (Bursík, Hoschl in Kalenda 1983). Nejmělčím (max. hloubka 4 m) byl shledán profil č.1 u Wankelova závrtu (viz obr. 3), který je zároveň dosti atypický svými vyššími odpory. Mezi vysokoodporovými vrstvami pravděpodobně suchých hlín nebo hlinitých štěrků se nachází velice nízkoodporová vrstva pravděpodobně jílů. Na kontaktu s vápenci, což je typické, je opět nízkoodporová vrstva.
Profil č. 2 u jeskyně Michalky má v nejhlubším místě hloubku sedimentů téměř 6 m, přičemž do hloubek cca 1,7 m se nacházejí velice vodivé sedimenty, což může souviset s vyššími mocnostmi sedimentů s vyšším podílem jílovité frakce v oblasti možného pohřbeného závrtu (viz obr.4). Profil č. 3 jižně od závrtu č.37 ukazuje ve své východní části na suché sedimenty do hloubek cca 5 m nad vodivějšími sedimenty. Největší hloubka sedimentů je 10 m. Jako většina profilů, i tento, má výraznou terasu (dno širokého údolí) v hloubce cca 6 m zřetelnou na západní části profilu (viz obr. 5). Profil č.4 měl opět do hloubek cca 3 m řadu více či méně vodivějších vrstviček, pod kterými se nacházela poměrně homogenní vodivější vrstva až do maximálních hloubek cca 11,5 m (viz obr. 3). Zřetelná byla i terasa v hloubce cca 7 m. Profil č.5 u Panského klínku zastihl pravděpodobně v blízkosti cesty (15 a 25 m od okraje cesty) poruchovou zónu (viz obr. 6). Tato poruchová zóna je pravděpodobně totožná se zlomem, který byl vymapován Dvořákem (1997). Do hloubek cca 12 m se pravděpodobně nacházejí sedimenty, které je ovšem těžké odporově odlišit od podložních hornin s odpory cca 300 - 500 ohmm, které pokračují do hloubek větších než 100 m. Na základě měrných odporů je možno také interpretovat podloží jako břidlice, ale vzhledem k tomu, že vymapované geologické rozhraní břidlice - vápence se nachází cca 100 m východně od profilu (Dvořák 1997), není tato interpretace pravděpodobně správná. Od třetí sondy (35 m od okraje cesty) se situace zjednodušuje a pod sedimenty se nacházejí nevodivé vápence v hloubkách cca 4,5 - 5,5 m. Na konci profilu u jeskyně Panský klínek není pozorovatelné žádné snížení, které by naznačovalo možné proudění vody z údolí přímo do jeskyně, naopak hloubka dna se k západní část údolí pozvolna, ale neustále zvyšuje. Mezi profily č.5 a 6 se nachází vrt HV102 (Taraba a kol. 1976), který pod 9 m kvartérních sedimentů narazil na Vilémovické vápence (viz obr. 8). Pokud by v této části údolí byla situace obdobná jako na profilech č.5 a 6, tedy že nejhlubší místo profilu by bylo ve východní části údolí, pak je možno předpokládat, že hloubka údolí je srovnatelná s profilem č.5, případně že určená hloubka údolí na profilu č.5 je o cca 10-15% větší než skutečná maximální hloubka údolí. Chyby 10-15% jsou v mezích chyb metody VES. Srovnáním profilu č.5 s opěrným vrtem HV102 je možno říci, že skutečné hloubky údolí jsou rovné nebo maximálně o 15% menší než určené hloubky. Profil č.6 u Císařské jeskyně je absolutně nejhlubším profilem, který byl ve žlebu proměřen (maximální hloubky dosahují až 25,5 m oproti maximálním hloubkám na ostatních profilech, které dosahují cca 12 m) a ukazuje na to, že v severně od Ostrova u Macochy existovala závěrová stěna poloslepého údolí nebo hluboký závrt, dnes vyplněný sedimenty (viz obr.7). Nad relativně homogenními sedimenty s měrnými odpory 15 - 33 ohmm v hloubkách od vápencového podkladu až cca 4 m pod povrch byla v celém profilu změřena nízkoodporová vrstva v hloubce cca 4 m (5 ohmm), která koresponduje výškově i odporově s obdobnými sedimentárními výplněmi na profilech 2, 5, 7, 8, 9 a 10.
Profil č.7 procházel nad kontaktem vápenců a břidlic, který byl situován téměř pod strouhou, která dnes přivádí vodu Lopače do rybníka v Ostrově. Pod navážkou u prodejny Jednoty byla v hloubce cca 9 m zjištěna terasa, pokrytá sedimenty s nízkými odpory (viz obr. 4). Pod touto terasou byly zjištěny nevodivé horniny (typicky vápence). První sonda, která v podloží sedimentů zastihla horniny s měrným odporem cca 100 - 500 ohmm, byla vzdálena 50 m od silnice, tedy přesně na hraně koryta potoka Lopače. Ostatní všechny sondy zastihly v podloží pouze tyto střední měrné odpory, charakteristické pro břidlice. Přestože geologicky vymapované rozhraní vápence - břidlice by se mělo nacházet cca 50 m západně od cesty před prodejnou Jednota (Dvořák 1997), přímo u cesty, 10 m od první sondy VES, byly nalezeny výchozy hlíznatých vápenců. Profil č.8 byl svým charakterem obdobný profilu č.7 až na menší počet sond, končících v horninách se středními odpory (pravděpodobně jen jedna nejvýchodnější sonda zastihla v podloží břidlice nebo vodivější vložky ve vápencích) (viz obr.6). Zde, na rozdíl od předchozího profilu, byl vymapován kontakt vápenců a břidlic východněji od profilu a proto se zde může pravděpodobně jednat o zastižení křemitých ostrovských břidlic (Dvořák 1997) v podloží první sondy. Profil č.9 u Balcarky vykazoval méně vodivé sedimenty ve větší části sedimentárního profilu (viz obr.5), což mohlo být způsobeno tím, že se tento profil nacházel za propadáním Lopače a před ústím Krasovského potoka do žlebu a tím mohl být méně dotován vsaky vod případně podpovrchovým tokem. Mezi profily č.9 a 10 byly vrtány hydrologické vrty HV101 a HV102 (Taraba a kol. 1982), které sice nedovrtaly do podloží sedimentární výplně (ukončeny byly v hloubkách 6 resp. 9,5 m), ale na základě čerpacích pokusů byla přibližně určena hloubka skalního dna pod těmito vrty v hloubkách 11 resp. 13 m. Oba vrty však byly situovány v údolí Krasovského potoka cca 30 resp. 150 m nad propadáním Krasovského potoka, tedy mimo profil hlavního údolí. Třetí vrt HV103, situovaný o dalších 125 m proti proudu Krasovského potoka dovrtal do podloží v hloubce 5 m. Pokud bychom předpokládali, že jsou výsledky čerpacích zkoušek průkazné, mohlo by se nacházet skalní dno v nejhlubším místě údolí v hloubce cca 12 - 13 m, což by korespondovalo s hloubkami určenými na profilu č. 9 (12m). Na druhé straně je možno uvažovat o spádu nehlubšího místa údolí Krasovského potoka v oblasti předpokládaného pohřbeného propadání a vrtem HV102 stejném, jako mezi vrty HV102 a HV103. Pak bychom mohli při tomto spádu odhadnout absolutní výšku pohřbeného propadání na cca 420 m n.m., tedy cca 23 m pod povrchem. U ústí Krasovského potoka byl vrtán ještě jiný vrt, který zastihl štěrkopísky a svahovinami o mocnosti cca 40 m (ústní sdělení D. Hypra). Profil č.10 za Vintoky měl také vyšší odpory ve většině profilu až na nejhlubší místo a povrch teras (viz obr.3). Vyšší odpory opět svědčí o nižších vlhkostech obdobně, jako tomu bylo na profilech č.1, 3 a 9, tedy na prvních profilech za propadáními toků do podzemí. Jeho hloubka v nejhlubším místě byla výrazně menší než na profilu č.9 obdobně, jako tomu bylo na profilu č.7. Je nanejvýš pravděpodobné, že toky, přitékající z nekrasových oblastí si vyhloubily ve vápencích poloslepá údolí, dnes zakrytá sedimenty a dno hlavního Holštejnského údolí tak nemělo vyrovnanou spádovou křivku, ale bylo rozděleno do několika poloslepých údolí.
Po meziprofilové korelaci vrstevních sledů bylo zjištěno, že téměř na všech profilech existuje sice nepříliš mocná, ale zato významná vrstva s nízkými odpory a velkým kontrastem od nadložních i podložních vrstev. Nejlépe je tato vrstva patrná na profilech 1, 2 a 5 – 10, kde tvoří také boční mělčeji uložené a širší údolní dno. Průměrný spád této vrstvy je 0,63%, což je stejný spád, jako je spád stropu Holštejnské jeskyně. Tento strop jeskyně vznikl dovrchní erozí v době, kdy přínos materiálu do údolí byl tak intenzivní, že vyplnil celé údolí a uzavřel ponory Bílé Vody. Průměrný spád 0,63% odpovídá vyrovnané spádové křivce u toku s plochou povodí cca 23 km2 (tedy asi polovině plochy povodí současné Bílé Vody) za současné situace v ročním úhrnu srážek a odnosu sedimentů. Datování jeskynních sedimentů ukázalo, že písčité štěrky, vyplňující většinu Holštejnské jeskyně, jsou 0,8 – 1,1 mil. let staré (Kadlec, et al. 2000). Mladší písčité sedimenty vykazují stáří 121 tis. let (Kadlec et al. 2000). V těchto dobách evidentně došlo současně k přelití Bílé Vody do Hrádského žlebu. Většina profilů VES ukazuje, že spodní sedimenty (v nejhlubších partiích žlebu) jsou starší a nad nimi leží mladší sedimenty, oddělené vysoce vodivou vrstvou. Pouze na profilu č.7 je možný obojí výklad. Důležitým prvkem v Hrádském žlebu je pohřbený závrt nebo paleopropadání v oblasti před Císařskou jeskyní. Nejhlubší dna profilů VES nad Císařskou jeskyní svým sklonem plynule navazují na toto nejhlubší místo a velikost sklonu 1% ukazuje na to, že tudy proudil jen občasný tok (odhadnutá plocha povodí by byla cca 5 km2). Paleopropadání před Císařskou jeskyní mohlo také souviset s propadáním potoka Lopače, který, jak se zdá, netekl dále žlebem, ale mohl se propadat již zde. Pak by další část žlebu až po ústí Krasovského potoka mohla být také relativně suchá, o čemž svědčí sklon dna cca 1% a vysoce vodivé sedimenty ležící přímo na vápenci. Ústí Krasovského potoka nemělo žádný vliv na hloubky dna Hrádského žlebu (zde již Suchého žlebu), zjištěné na profilech č.9 a 10. To ovšem nevylučuje možnost vzniku hluboce zařezaného příčného hlubšího údolí (diskutováno výše). Jak je vidět na obr. 8, strop Holštejnské jeskyně (Kalenda, Kučera 1999) i vysledovaná terasa v sedimentech plynule navazuje na povrch Hrádského žlebu a pohřbenou terasu ve žlebu, ale až od 3. profilu za závrtem č.37 jižně od křižovatky U kaštanu. Po druhý profil u jeskyně Michalka a závrt č. 37 je erodováno na obou profilech cca 3 – 4 m sedimentů. Současně nízké odpory v údolí na 2. profilu svědčí o blízkosti místa propadání vod do podzemí a zasedimentování závrtu případně závěrové stěny. Místem propadání vod mohl být závrt č. 37 nebo závrt 50 m severně od křižovatky U kaštanu. Z výše uvedených poznatků bylo možno rekonstruovat vývoj Hrádského žlebu, avšak pravděpodobně pouze za dobu prvních miliónů let. V době, kdy už byl Hrádský žleb téměř vyschlý a protékal jím pouze občasný tok - spíše toky z lijáků nebo jarního tání (jistě po bádenské transgresi, ale před kvartérem), došlo k přehloubení propadání potoka Lopače u Císařské jeskyně v hloubce cca 433 m n.m. +- 4 m. Další údolí až po ústí Krasovského potoka bylo suché, neboť jeho dno se nacházelo v hloubce cca 445 m n.m. +-3 m, tedy výše než dno závrtu u Císařské jeskyně. V době před cca 1 mil. lety došlo k úplnému vyplnění prostoru ponorového holštejnského údolí až do výše závěrové hrany (463 m n.m. +-1 m) a k přetečení vody do žlebu. Současně byla do této výše zasedimentována ponorová Holštejnská jeskyně. V této době byly všechny vstupní části jeskynního systému na nižších úrovních vyplněny sedimenty a zakonzervovány. Protože přísun sedimentů byl i nadále značný, došlo k dovrchní erozi Holštejnské jeskyně a zasedimentování Hrádského žlebu do výše cca 3 – 7 m. Sklon sedimentární terasy i stropu Holštejnské jeskyně 0,63% svědčí o tom, že veškerá Bílá Voda tekla povrchovým korytem a v jeskyni si vytvářela obdobu povrchového koryta. (Samotná Holštejnská jeskyně je staršího data - evidentně předbádenská - a vznikla jako součást horní jeskynní úrovně (Hypr 1980). Pozn. autora). Po této etapě sedimentace si voda našla cestu podzemního odvodnění a jak Hoštejnská jeskyně, tak i Hrádský žleb se staly suchými.
V době před cca 120 tis. lety se opět zvýšil přínos materiálu, který opětovně uzavřel podzemní odtokové cesty a v údolí se akumulovalo dalších cca 3 – 5 m písčitých až štěrkovitých sedimentů pravděpodobně na pohřbených půdách (nebo sedimentů s vyšším podílem jílovité frakce). Holštejnské údolí bylo v té době vyplněno sedimenty až do výše cca 470 m n.m., což odpovídá dnešnímu stropu Holštejnské jeskyně u vchodu (Zatloukal a kol. 1996). (O několikametrové dovrchní erozi stropu Holštejnské jeskyně svědčí několik koryt ve stropních korytech, která všechny vykazují zřetelné mladé tvary bez známky hluboké koroze. Na druhé straně tato dovrchní eroze stropu jeskyně svědčí o dlouhodobé průtočnosti Holštejnské jeskyně i v době intenzivního přínosu materiálu. V době, kdy eroze dosáhla výšky závěrové hrany údolí, přesunul se tok do žlebu. Poté, kdy se ve žlebu akumulovalo dostatečné množství materiálu, ocitla se jeskyně níže než dno údolí a stala se opět průtočnou s dovrchní erozí stropu. Tato bifurkace koryta Bílé Vody se pravděpodobně několikrát opakovala, protože v Hrádském žlebu bylo celkem přibližně akumulováno cca 10 - 12 m sedimentů.) Poté, co se otevřely cesty podzemního odvodňování nejvíce po proudu Bílé Vody (závrt č. 37, závrt severně od křižovatky U kaštanu, závrt č.13), došlo ke svedení vod do podzemí těmito vertikálními cestami a k erozi sedimentárního profilu do hloubky cca 3 – 4 m. Ke stejnému vývoji došlo o něco později v oblasti Staré Rasovny, která se nachází cca 100 m severně od profilu č.1. V té době Bílá Voda zcela opustila Hrádský žleb, který sloužil již jen jako občasné povodňové koryto. Po zvýšení kapacity odvodnění ve Staré Rasovně a zejména po načepování Bílé Vody v oblasti Nové Rasovny již Hrádský žleb neslouží ani jako povodňové koryto (nejsou doloženy žádné povodně, kdy by došlo k přelití Bílé Vody do žlebu). 4. Závěr Pomocí geofyzikálního měření VES byly zjištěny hloubky dna Hrádského žlebu od Holštejna až po ústí Krasovského potoka. Byly stanoveny dva základní sedimentární cykly a na základě jejich korelace se sedimenty Holštejnské jeskyně byly datovány. Byl tak stanoven vývoj Hrádského žlebu za poslední cca 1 mil. let. Bylo zjištěno, že za období cca 1 mil. let se Holštejnská jeskyně vyvíjela paralelně s Hrádským žlebem. V obou případech došlo k výrazné akumulaci sedimentů v době před cca 0,8 –1.1 mil. lety a v době před cca 121 tis. lety. Holštejnská jeskyně neústí do Hrádského žlebu. Byl zjištěn významný závrt (pravděpodobně propadání potoka Lopače) u Císařské jeskyně. Obdobné propadání Krasovského potoka nebylo zjištěno. Sedimentární profily pod propadáním Krasovského potoka i u Balcarky ukazují na to, že voda přes ně nyní neproudí žlebem – jsou suché. Na profilu u jeskyně Panský klínek se ukázalo, že tato jeskyně nebyla významnou ponorovou jeskyní, přestože do ní mohla pronikat voda ze žlebu. Při výrazné akumulaci sedimentárního materiálu ve žlebu byla pravděpodobně velice rychle vyplněna sedimenty a fosilizována s tím, že nadále přes ní nikdy neproudila voda v období odnosu sedimentů, která by ji mohla propláchnout. Poděkování Autoři jsou rádi, že mohou poděkovat Dr. D. Hyprovi a Dr. J. Vítovi za cenné připomínky a podněty k zamyšlení, které přispěly ke zpřesnění této práce. Literatura
|
Komentář