MASARYKOVA UNIVERZITA Přírodovědecká Fakulta Jana

MASARYKOVA UNIVERZITA Přírodovědecká fakulta

Jana Brtníková

GEOLOGICKÝ VÝVOJ A STAVBA BOSKOVICKÉ BRÁZDY

Rešeršní práce

Vedoucí práce: doc. RNDr. Slavomír Nehyba, Dr.

Brno 2010

OBSAH 1. ÚVOD ...... 4

2. VYMEZENÍ ZÁJMOVÉ OBLASTI ...... 4

3. GEOMORFOLOGICKÉ ČLENĚNÍ ...... 5

4. PŘEHLED DOSAVADNÍCH VÝZKUMŮ ...... 6

5. VZNIK A VÝVOJ BOSKOVICKÉ BRÁZDY ...... 8

5.1. Vznik a vývoj ...... 9

5.2. Formování sedimentační pánve ...... 11

5.3. Vývoj bazální sedimentace ...... 13

5.4. Vývoj uhlonosné sedimentace ...... 14

6. GEOLOGICKÁ STAVBA BOSKOVICKÉ BRÁZDY ...... 15

6.1. Litostratigrafické jednotky ...... 15

6.2. Rosicko-Oslavanské souvrství ...... 16

6.2.1 Profil u Oslavan ...... 17

6.3. Padochovské souvrství ...... 19

6.3.1. Zbýšovský obzor ...... 19

6.3.2. Říčanský obzor ...... 20

6.4. Veverskobitýšské souvrství ...... 20

6.4.1 Chudčický obzor ...... 20

6.5. Letovické souvrství ...... 21

6.5.1. Střední letovické souvrství ...... 21

6.5.1.1. Bačovský obzor ...... 21

6.5.1.2.Míchovský obzor ...... 22

6.5.1.3. Kochovský obzor ...... 22

6.5.2.Spodní Letovické souvrství ...... 22

6.5.2.1.Lubský obzor ...... 22

6.5.2.2. Obzor Zboněk-svitávka ...... 22

6.5.2.3.Zbraslavský obzor ...... 23

7. POPERMSKÁ SEDIMENTACE ...... 24

8. ZÁVĚR ...... 25

9. POUŽITÁ LITERATURA ...... 26

1. Úvod Cílem této rešeršní práce je na základě informací získaných z domácí a zahraniční literatury popsat geologický vývoj boskovické brázdy a to zejména její střední části. Tato práce je zaměřena především na oblast mezi Veverskou Bítýškou a Letovicemi.

2. Vymezení zájmové oblasti Zájmová oblast náleţí do jihomoravského kraje. Město Veverská Bítýška náleţí do okresu Brno-venkov. Leţí přibliţně 25 km západně od středu Brna, na začátku vzdutí Brněnské přehrady, na soutoku Svratky a Bílého potoka a na dohled nedalekého hradu Veveří. Město Letovice náleţí do okresu Blansko. Rozkládají se na soutoku řeky Svitavy a Křetínky, asi 47 km severně od Brna a 27 km jiţně od Svitav. Jedná se o rozhraní Malé Hané, Českotřebovské, Moravskotřebovské a Nedvědické vrchoviny (obr. 1).

Obr. 1. Topografická mapa oblasti (www.mapy.cz)

3. Geomorfologické členění Boskovická brázda je situována mezi Českomoravskou vrchovinou a Českou křídovou tabulí na západě a Brněnskou a Zábřeţskou vrchovinou na východě (Demek et al. 1965). Z geomorfologického hlediska dané území spadá do celku Boskovická brázda a k oblasti Brněnská vrchovina, která se řadí mezi Českomoravskou soustavu České vysočiny a je součástí západoevropské platformy. Na východě oblast sousedí s Bobravskou vrchovinou a na západě je ohraničena oblastí Českomoravské vrchoviny. Napříč boskovickou brázdou probíhá většina vodních toků – Rokytná, Oslava, Jihlava, Bobrava, Svratka a Svitava. Ţernovickou hrástí je boskovické brázda rozdělena na sníţeniny Oslavanskou brázdu na jihu a Malou Hanou na severu (Demek et al. 2006). Demek et al. (1965) dále uvádí, ţe Boskovická brázda se skládá z řady kotlin a sníţenin, které vznikly díky menší odolnosti permokarbonské výplně brázdy a tektonickým pohybům. Kotliny a sníţeniny v jiţní části brázdy jsou vyplněny neogenními sedimenty, které mohou být překryty sprašovými závějemi a návějemi. Na jihu začíná Oslavanská brázda Krumlovskou kotlinou s charakteristickými zaklesnutými meandry řeky Rokytné a se stopami tří terasových úrovní. V oblasti Ivančické kotliny se spojují řeky Oslava a Rokytná. Veverskobítýšská kotlina s plochým dnem je nejuţším místem pánve. Od Tišnovské kotliny ji odděluje stupeň vyššího reliéfu a pozůstatky fluviálních teras. Severovýchodně od Tišnovské kotliny se rozkládá pruh mírně zvlněného reliéfu, který směrem k východu přechází v Ţernovnickou hrásť. Hrásť klesá do Lysické sníţeniny, jejíţ dno je tvořené mladotřetihorními sedimenty. Na východě sníţeninu dělí od Blanenského prolomu údolí Býkovky. Reliéf boskovické brázdy se u Jevíčka sniţuje a vytváří k jihu otevřenou širokou kotlinu vyplněnou spodnotortonskými sedimenty v nichţ jsou zahloubena údolí Jevíčky a Třebůvky. Jevíčská kotlina je dále spojena hlubokými údolími s Moravskotřebovskou kotlinou, která se k severu rozšiřuje a přes ploché dno rozvodí přechází do kotliny Lanšksounské. Dno kotliny je tvořeno brakickými sedimenty tortonského stáří.

4. Přehled dosavadních výzkumů Boskovická brázda byla studována jiţ od roku 1760 zejména z hlediska těţby černého uhlí v rosicko-oslavanské oblasti. Nejstarší geologické práce první etapy geologického výzkumu (asi 1834 aţ 1900) permokarbonu boskovické brázdy jsou převáţně statigrafického zaměření a jsou věnovány rosicko-oslavanské kamenouhelné oblasti. Nejdůleţitějším statigrafickým problémem je hranice karbon-perm odkrytá v oslavanském profilu. Červené horniny v nadloţí uhelných slojí byly řazeny k permu, souvrství s uhelnými slojemi z počátku do permu, později do karbonu. Paleontologické důkazy pro karbonské stáří slojí přinesl Geinitz (1865), později je potvrdil Helmhacker (1866b) a zvláště Štůr (1874), který souvrství s uhelnými slojemi označil jako rosické vrstvy a povaţoval je za nejvyšší část českého karbonu. Takto stanovenou hranici karbon-perm převzali Makowsky a Rzehak (1883). Na přelomu století, na konci první etapy výzkumu boskovické brázdy, zvítězil definitivně názor o karbonském stáří uhelných slojí rosicko-oslavanské pánve (Jaroš 1961). Na přelomu 19. a 20. století se stala pánev předmětem intenzivního bádání, zejména z hlediska tektoniky a stáří sedimentů. Boskovickou brázdu označil jako první E. Tietze (1902) jako dlouhý úzký pruh permokarbonských sedimentů, táhnoucí se od Potštejna přes Ţamberk, Moravskou Třebovou, Jevíčko, Boskovice, Černou Horu, Veverskou Bítýšku, Říčany, Rosice, Zbýšov a Oslavany k Moravskému Krumlovu. V. Havlena (1960) rozděluje boskovickou brázdu na jiţní permokarbon boskovické brázdy a severní poorlický perm. Od podorlického permu je brázda oddělena malonínskou elevací. Problematikou petrografického vývoje sedimentární výplně pánve se jako první zabýval Suess (1907). Psefity na východním okraji brázdy, sloţené převáţně z valounů drob a devonských vápenců označil jako rokytenské slepence a klastika v západní části pánve, s převaţujícími horninami krystalinika ve valounovém materiálu jako balinské slepence Tektonickou podstatou boskovické brázdy studoval zejména Zapletal (1924). Uvádí, ţe k zaloţení brázdy došlo na starém poruchovém pásmu v západomoravském krystalinickém podkladu a deprese boskovické brázdy je tektonicky podmíněna poklesem ker mezi tektonickými liniemi, které byly aktivní i během sedimentace a způsobovaly značnou subsidenci. Čepek (1946) dodává, ţe výrazná asymetrie brázdy jed podmíněna charakterem staršího tektonického rozhraní a označuje brázdu jako nesymetrický příkop ohraničený zlomy.

Ztotoţňuje se se Suessovou (1912) a Zapletalovou (1926) představou příkrovové stavby ve svratecké a dyjské klenbě, který přešel přes moravikum a dyjský granodiorit. Havlena (1960) stanoví tektonickou stavbu permokarbonu boskovické brázdy na základě mapování tektonického styku parmokarbonu s brněnským masivem do sálské fáze variské orogeneze. Podle Jaroše a Mísaře (1967) na západě transgreduje na krystalinikum moravika na východě tektonicky hraničí s brněnským plutonem se zbytky devonského a kulmského obalu. Ve svrchním karbonu a permu vznikly v návaznosti na vertikální pohyby podél hlavního zlomu boskovické brázdy úzké protáhlé deprese. Během starovariského období klesala brněnská kra a tlak vyvíjela západní kra moldanubika. Naopak během mladovariského období relativně klesala západní kra a stlačení sedimentačního prostoru způsobila východní brněnská kra (Jaroš, Mísař 1967). Petránek a Pouba (1953) se domnívají, ţe na stáčení osy sedimentační pánve v oblasti rosicko-oslavanské se podílelo střídavé oţivování starších strukturních linií západomoravského krystalinika. Litostratigrafický vývoj brázdy podmínily především oţivované okrajové diagonální a příčné tektonické struktury. Poklesy dna sedimentační pánve byly vázány na zdvih východní odnosové oblasti Malý (1966) vysvětluje tektonickou stavbu boskovické brázdy tak, ţe permokarbonské sedimenty byly stlačeny brněnskou vyvřelinou vystupující podél východní okrajové dislokace a krystalinikem Českomoravské vrchoviny. Dále rozděluje tektonické pochody v boskovické brázdě z časového hlediska na pochody předsedimentační, synsedimentační a postsedimentační. Předsedimentační tektonické pochody ovlivnily morfologii dna budoucí sedimentační pánve a opětovně se oţivily v období synsedimentačním. Novější poznatky z oblasti tektonické predispozice pánve přináší Melichar (1995). Podle jeho názoru začal vývoj brázdy při linii nasunutí západomoravského krystalinika na kulm, pokračoval pravostranným horizontálním posunem podél okrajového zlomu boskovické brázdy a po zaloţení brázdy poklesem na zlomu při východním okraji brázdy v extenzním reţimu za současné permokarbonské sedimentace se brněnský masív místy s šupinami devonu – spodního karbonu přesmykl přes permokarbon a vznikly přesmyky a vrásy v permokarbonu. Stáří těchto deformací je poautunské.

5. Vznik a vývoj boskovické brázdy

Boskovická brázda jako celek Brněnské vrchoviny je z geologického hlediska 3 – 10 km široká tektonická sníţenina probíhající od JZ k SV (obr. 2) a je vyplněna permokarbonskými a neogenními sedimenty s ostrůvky křídových usazenin (Demek, 2006). Táhne se v délce 80 km od Městečka Trnávka na severu aţ k Moravskému Krumlovu na jihu (Plchová 1999). Tišnovsko - kuřimským prahem je pánev rozdělena na na severní letovickou depresi a jiţní rosicko-oslavanskou depresi (Jaroš, Malý 2001).

Výřez z geologické mapy 1:200 000

Obr. 2. Geologická mapa oblasti (www.geology.cz)

5.1 Vznik a vývoj Boskovická brázda se z regionálně geologického hlediska řadí k oblasti tzv. limnických brázd. Limnické brázdy jsou vyplněny relikty permokarbonských sedimentů, představující vnitřní kontinentální molasu. Na českém masívu rozlišujeme čtyři limnické brázdy: blanickou, jihlavskou, boskovickou a na ni navazující poorlickou pánev. Brázdy lze popsat jako dlouhé a úzké, jednostranné aţ oboustranné příkopové struktury se svislou nebo nesvislou limnickou výplní, které odpovídají svým zaloţením jednostranným tektonickým příkopům se synklinálním uloţením vrstev. Omezující zlom, zaloţený presedimentárně, velmi aktivní však synsedimentárně i postsedimentárně, je vţdy na východní straně příkopu. (Mísař et. al. 1983) Dvořák (1999) doplňuje, ţe všechny limnické brázdy v českém masivu jsou orientovány směrem SSV-JJZ, jde tedy o rýnský směr. Počátky vzniku boskovické brázdy jsou odhadovány na hranici devonu se spodním karbonem, kdy nejspíše vznikl hlavní zlom boskovické brázdy v důsledku příkrovových přesunů západomoravských krystalinických jednotek a brunovistulika (Jaroš, Malý 2001). Vůdčí strukturou brázdy je hlavní východní zlom, který podle Mísaře et al. (1983) vznikl zřejmě v závěru příkrovových přesunů kolem hranice devon spodní karbon a je často povaţován za součást hlubinného zlomového pásma V této době mohly v transparentním reţimu probíhat významné horizontální posuny. V období popříkrovového formování svratecké klenby byly na hlavním zlom boskovické brázdy pohyby zřejmě jiţ jen vertikální. V místě tohoto zlomu vznikla svislá aţ příkře ukloněná dislokace, na níţ byl brněnský masív zvedán nad sedimentární výplň brázdy (Jaroš, Malý 2001). Tato asymetrická příkopová propadlina, obklopená na jihovýchodě brněnským masivem a na severozápadě horninami moravika, vznikla tahovými a střihovými pohyby v závěrečných fázích variské orogeneze (Müller et al. 2000). Podle Melichara (1995) se v podloţí brázdy stýkají geologické jednotky moldanubika a moravika se zbytky nesouvislého pokryvu devonu – na něm mohou být tektonicky nasunuty horniny moldanubika a letovického, případně zábřeţského krystalinika a brněnského plutonu s pláštěm kulmských drob. Současné šířka pánve, jak uvádí Jelínek (2003)2 je pouze 5-12 km a délka je asi 90 km, ale původní rozsah byl větší. Brázda byla vytvořena podél hlavního SSV-JJZ orientovaného zlomu (hlavní zlom boskovické brázdy), který značí pokračování Diendorfského zlomu

9 v Rakousku. Celá délka zlomu dosahuje asi 200 km. Tektonický pokles, zapříčiněný tímto zlomem byl důleţitým faktorem, pro depozici a sedimentační procesy v pánvi. První etapou, během které se tvořila pánev bylo extenzionální období, během něhoţ se ukládaly permokarbonské sedimenty. Extenzionální období bylo doprovázeno vulkanismem. Toto období bylo následované kompresní fází, během které se deformovaly sedimentární výplně sloţené z karbonských a permských sedimentů (obr. 3).

Obr. 3. Geologie boskovické brázdy (Šimůnek a Martínek, 2008)

Mocnost permokarbonských sedimentů od jihu k severu se odhaduje na 5000-6000 m, podle Jaroše a Malého (2001) má tedy pravděpodobně největší mocnost sedimentů ze všech brázd na našem území. Zarovnaný povrch okrajů Boskovické brázdy, který přechází plynule na krystalinické horniny sousedních jednotek, ukazuje, ţe během mezozoika splynula se svým okolím. Obnovena byla aţ v miocénu, jehoţ sedimenty vyplňují nejniţší partie brázdy. Boskovická brázda je tektonicky rozčleněna na dílčí kotliny a prahy. Tam, kde byly miocenní poklesy málo výrazné, zůstala podoba boskovické brázdy nepříliš zřetelná. Tato místa dnes tvoří dělící prahy mezi partiemi více pokleslými (Műller et al. 2000). Okraje boskovické brázdy lemují převáţně hrubá aţ velmi hrubá depozita, jejichţ přítomnost téměř v celém permokarbonu této pánve dokládá jednak významnou synsedimentární aktivitu relativně zvihaných území v jejím bezprostředním okolí, jednak dynamiku prostředí, v němţ byla tato klastika transportována (Jaroš, Malý 2001).

5.2. Formování sedimentační pánve Podle Malého (1993) je úvod sedimentace v oblasti boskovické brázdy doprovázen vývojem typicky proluviálních sedimentů v podobě fanglomerátů, tvořených neopracovanými úlomky podloţních hornin z nejbliţšího okolí. Po vyrovnání nerovností sedimentační báze vývoj facie proluviálních kuţelů pokračuje a přechází do jezerní facie, jeţ se vyvíjela při svazích pohoří. Které byly prořezávány četnými toky, přinášejícími různé petrografické druhy valounového materiálu. K zániku toků postupně docházelo v jezerní níţině, kde byla povrchová voda infiltrována do jezerních sedimentů. S tímto názorem se ztotoţňuje Jelínek et al. (2003)1 a dodává, ţe objevení znaků s nenarušeným transgresním kontaktem sedimentů boskovické brázdy na západě a kontrastní vysoce tektonický kontakt na východě, naznačují silné synsedimentární a postsedimentární pohyby podél hlavního zlomu. Eroze dosáhla dnešní úrovně na západní části boskovické brázdy pravděpodobně uţ v karbonu nebo na začátku permu, zatímco východní část brázdy byla silně změněna v pozdním autunu. Podle Jelínka (2003)2 pánev představovala v počáteční fázi sedimentárního vývoje úzkou a relativně velkou depresi. Bazální sedimenty západní části boskovické brázdy jsou vyvinuty ve formě aluviálních kuţelů. Na druhou stranu, sedimentace na východním okraji z brázdy je řízena východní okrajovým zlomem, která byla hlavním znakem sedimentárního vývoje v

11 celé pánvi. K Sedimentaci došlo v této oblasti na svazích aluviálních kuţelů, podobně jako v západní části boskovické brázdy. Nehyba a Dostál (2007) dodávají, ţe sedimentace nezačínala v oblasti celé pánve současně. Depozice začala nejprve v jiţní, rosicko - oslavanské části pánve během stefanu C a poté postupovala směrem k severu a severovýchodu. V severovýchodní části pánve se také nachází nejhlubší místo - letovická deprese. Ukončení sedimentace bylo odlišné v různých částech pánve. Sedimentace v jiţní části pánve byla ukončena ve spodním autunu, v hlavní části pánve proběhlo ukončení v niţším/středním autunu, ale v severovýchodní oblasti sedimentace trvala aţ do poloviny autunu. Malý (1993) uvádí, ţe formování sedimentační pánve permokarbonu v prostoru jiţní části boskovické brázdy zasahuje do sedimentační pánve pestré vranovsko-olešnické série. Mezi moldanubickým blokem a brněnským jádrem se vyvíjel olešnicko-dyjský koridor. Dotvářel se bazický okruh – bazická zóna brněnského masivu, bazická zóna moldanubika. Dnes se však většina autorů přiklání k názoru o příkrovové stavbě moldanubika a moravika. Jiţní část brázdy je charakteristická monotónními uloţeninami rokytenských slepenců, které tvoří dominantní výplň této části pánve. Tyto konglomeráty představují klasické proximální facie (sedimenty aluviálních kuţelů) s typickou rychlou netříděnou sedimentací (Jelínek et al. 2003)2. Na západě stefan transgreduje na krystalinikum svratecké klenby, na bítešské ruly, v malé míře i na vranovsko-olešnickou skupinu. V nadloţí je rosicko-oslavanské souslojí, tvořené nepravidelně se střídajícími cykly slepenec-pískovec-prachovec a pískovec-prachovec, ve svchní části komplexu jílovce, uhelné jílovce a uhelné sloje (Homola et al. 1975). Balinské slepence vystupující na bázi západního křídla představují rychlou nevytříděnou sedimentaci, ovšem z petrografického hlediska jsou tyto horniny mnohem pestřejší. Na bázi dosud všech studovaných lokalit jsou ve valounovém materiálu vţdy zastoupeny horniny jen z lokálního zdroje. Teprve ke konci sedimentace bazálních členů se místy ve valounovém materiálu začínají objevovat i klasty obvyklé pro materiál rokytenských slepenců. (Jelínek et al. 2003)1 . Jedná se o převáţně červenohnědé aţ ţlutohnědé, střednězrnné petromiktní slepence. Materiál pochází většinou z oblast západomoravského krystalinika, od jihu k severu jsou zastoupeny horniny moldanubika, moravika a letovického krystalinika. V úrovni Tišnova byly ve slepencích zjištěny zbytky devonských vápenců, v jiţní části brázdy je zajímavá výrazná převaha kulmských drob (Jaroš, Malý 2001)

Rokytenské slepence, tvořící mocné akumulace u východního okraje brázdy jsou z petrografického hlediska celkově monotónní. Ve valounovém materiálu se dominantně uplatňují sedimentární horniny jako spodnokarbonské droby, arkózy, pískovce a břidlice spolu s devonskými vápenci, ojediněle pak horniny metamorfované nebo magmatické. Studium klastů arkózových pískovců, drob a slepenců ukázalo, ţe petrografický charakter klastů těchto hornin je v určitých případech podobný některým faciím spodnokarbonských lulečských slepenců (Jelínek et al. 2003)1. Müller et al. (2000) popisuje rokytenské slepence jako rudohnědé, místy rozpadavé, nejčastěji střednězrnné a hrubozrnné. Jsou to uloţeniny aluviálních kuţelů, vytvořené krátkými toky, zasahující často daleko do centra boskovické brázdy. Větší výnosové kuţely hrubého klastického materiálu jsou v prostoru Malhostovice - Skalička, u Čebína a na Brněnské přehradě. Ve valounové asociaci rokytenských slepenců výrazně převaţují valouny tvořené drobami. Několik procent valounů je tvořeno karbonáty. Homola et al. (1975) uvádí, ţe rokytenské slepence uloţené při východním okraji směrem k západu přecházejí do jemnějších facií arkóz, pískovců a prachovců. Podle Jelínka et al. (2003)3 tedy můţeme říct, ţe ve statigraficky vyšších stupních dochází vedle přínosu materiálu ze západních proveniencí také k přínosu materiálu z východní provenienční oblasti. Střední, nejdelší část brázdy je tvořena permokarbonskými sedimenty, které jsou na obou koncích ukončeny výchozy moravika. Na severu jde o nectavské krystalinikum a na jihu o moravikum v jihovýchodním okolí Moravského Krumlova. Dále do periferie směřují v prodlouţení boskovické brázdy sedimenty kulmu (bouzovský a hostěradický kulm), které jsou vţdy ze západní strany lemovány horninami moravika (Melichar 1995).

5.3 Vývoj bazální sedimentace V úvodu bazální sedimentace docházelo k vyrovnání výškových nerovností dna pánve. Balinské slepence, charakterizované klastickým materiálem červených okatých rul, růţovými ţivcovými zrny aj., vyrovnávaly výškové rozdíly podmíněné příčnou tektonikou Malý (1993). Malý (1993) dále charakterizuje bazální sedimentaci permokarbonu jako sedimentaci vyrovnávající nerovnosti reliéfů podloţních jednotek. Tyto nerovnosti byly podmíněny elevacemi pásem na styku podloţních jednotek, depresemi v tektonických pásmech a strukturní predispozicí pozdějších hlavních strukturních prvků jako např. podél linie hlavního

13 okrajového zlomu. Západní okrajový vývoj je ve znamení uplatňování prvků příčné diagonální tektoniky.

5.4 Vývoj uhlonosné sedimentace Vývoj svrchnostefanské uhlonosné sedimentace proběhl podle Malého (1993) po vyrovnání dna sedimentační pánve bazální sedimentací balínských slepenců a červených pískovců. Charakterizuje ji nepravidelné střídání cyklů slepenec-pískovec-prachovec a pískovec-prachovec, obsahuje polohy s tufitickým materiálem a převaţují zde horniny šedého zbarvení. V raném stádiu po skončení uhlonosné sedimentace stefanu došlo k pohybům spojeným s přesunem uhlotvorné hmoty provázeným autoplastickými deformacemi. Převaţující zbarvení těchto hornin je šedé, červeněji zbarvené sedimenty se vyskytují mezi II. a I. slojí. Plošný rozsah vývoje jednotlivých litologických typů je podmíněn příčnou a diagonální tektonikou. Na základě zjištění výskytu rodu Calipteris v nadloţí první sloje je kladena stratigrafická hranice stefan-autun na spodní část nejsvrchnější první sloje. Dopita et al. (1985) dodává, ţe vývoj sedimentace podél východního okraje brázdy měl charakter proluviálních kuţelů, které jsou nevhodné pro uhlotvorný proces. Vhodnější pro sedimentaci byly mělké jezerní nádrţe s jemně detritickou aţ pelokarbonátovou sedimentací, které zasahovaly od středu brázdy mezi tělesa proluviálních konglomerátů a dalších sedimentů.

6. Geologická stavba boskovické brázdy 6.1. Litostratigrafické jednotky Sedimentace v boskovické brázdě začala ve stephanu C a probíhala po větší část spodního autunu. V důsledku postsedimentární komprese došlo k posunu osy této struktury k východu, takţe rokytenské slepence místy přesahují aţ do jejího západního křídla. V příčném východozápadním řezu lze vymezit kromě facií, které jsou reprezentované rokytenskými slepenci na východě a balinskými slepenci na západě, vyčlenit také poměrně pestrý vnitropánevní komplex sedimentů, který je podle odlišného charakteru sedimentů a jejich cyklické stavby členěný na rosicko-oslavanské, padochovské, veverskobítýšské a letovické souvrství. Reprezentuje převáţně cyklicky uspořádané fluviální aţ fluviolakustrinní uloţeniny arkózy, pískovce, prachovce, jílovce a pelokarbonáty (Jaroš, Malý 2001). Kompletní reference o paleontologických výzkumech v oblasti Boskovické brázdy, předloţili v posledních několika letech Zajíc (1997), Ivanov (2003), Šimůnek a Martínek (2008). Šimůnek (2003) na základě studia permských obzorů boskovické brázdy zjistil, ţe rostlinné společenstvo boskovické brázdy jako celek odpovídá spodnímu rotliegendu (tab. 1).

Globální stupnice Regionální stupnice Boskovická brázda Biozóna

útvar oddělení stupeň stupeň podstupeň souvrství členy obzor zóna

svrchní Svrchní artinsk rotliengend =sudice

Bačov Xenachanthus sakmar střední Míchov, decheni Letovické Kochov

Lubě Zboněk- perm cisural spodní spodní svitávka rotliegend Zbraslavec Acanthodes assel Veverko- gracilis Chudčice bítýšské

Říčany Padochovské Zbýšov

Rosicko- Rosice- Sphaerolepis- karbon pennsylvan gzhel stephan C oslavanské oslavany Elonichtys

Tab. 1 Stratigrafická tabulka boskovické brázdy. Upraveno podle Zajíc a Štramberk (2004)

Podle Martínka et al., (2004) lze s pomocí zoopaleontologických dat určit 3 hlavní biozóny: a) Biozóna Sphaerolepis-Elonichthys (svrchní stefan), která zahrnuje rosicko-oslavanský obzor. b) Biozóna Acanthodes gracilis (assel), zahrnující obzory: Lubě, Zboněk-Svitávka, Zbraslavec, Chudčice, Říčany a Zbýšov. c) Biozóna Xenacanthus decheni (spodní sakmar), zahrnující Bačovský, Míchovský a Kochovský obzor

6.2 Rosicko – Oslavanské souvrství Rosicko-oslavanské souvrství tvoří sedimenty stephanu C. Vyskytuje se na území mezi Hrubšicemi na jihu a severovýchodním okolím Říčan na severu. Mocnost souvrství se v centru rosicko-oslavanské deprese odhaduje asi na 300 m. Sedimenty rosicko-oslavanského souvrství jsou poměrně velmi dobře odkryty podél řeky Oslavy v obci Oslavany. Převládají v nich červenohnědé, cyklicky uspořádané psamity a aleuropelity, na spodu místy s vloţkami balínských slepenců. Ve svrchní části se nachází převáţně šedá klastika, se třemi uhelnými slojemi rosicko-oslavanského souslojí (Pešek et al. 2001). Štramberk et al. (2008) uvádí, ţe sedimenty karbonu (stefan C) jsou vyvinuty pouze v jiţní části brázdy. Jsou zastoupeny především v rosicko-oslavanských uhelných slojích. Spodní a střední uhelné sloje mají charakter stephanu C zatímco horní uhelná sloj obsahuje Autunia Conferta a je tedy řazena do spodního autunu (Asselian). Stanovení stáří tohoto souvrství je podle Zajíce a Štramberka (2004) zaloţeno na flóře, protoţe indexová fosilie předpokládané Sphaerolepis-Elonichthys nebyla nalezena. Rosicko- oslavanské souvrství je charakteristické nálezy zbytku Edaphosaurus a křídla hmyzu Anthracoblattina. V severní části rosicko-oslavanského revíru se v této úrovni vyskytují i pravé kalipteridy, které dokládají, podobně jako walchie, postupující aridizaci. Z uvedeného vidíme, ţe přechod z karbonu do permu je postupný a projevuje se postupným nahrazováním stefanských prvků permskými (Šimůnek 2003).

6.2.1 Profil u Oslavan Petrograficko sedimentologickou charakteristikou profilu v Oslavanech se zabýval Jelínek (2001) Profil začíná sedimentací ve spodním červeném souvrství, následuje sedimentace ve spodním šedém souvrství, pokračuje ve středním červeném souvrství a je zakončen ve svrchním šedém souvrství. Bazální sedimentace ve spodním červeném souvrství Podle Jaroše (1961) spodní červenohnědé souvrství v podloţí rosicko-oslavanského souvrství často vyplňuje nerovnosti v předstefanském podkladu. Moţný vzájemný přechod slepenců facie rokytenských a balinských slepenců na jiţním konci brázdy u Moravského Krumlova autor zavrhuje vzhledem k tomu, ţe brázda není na jihu brachysynklinálně uzavřená, ale je tektonicky ukončena příčnou radiální dislokací. Jelínek (2001) charakterizuje sedimenty typu bazálních slepenců a pískovců. Pískovce popisuje jako středně aţ hrubě zrnité s příměsí karbonátového tmelu, který má korozivní charakter a je jednogenerační. Červenou barvu sedimentů přičítá většímu obsahu hematitového pigmentu. Z mechanizmů sedimentace se uplatňují především zvodnělé gravitační proudy. Ty sedimentovaly ve formě lokálních aluviálních kuţelů v bezprostřední blízkosti podloţního krystalinika. Sedimentace byla rychlá s transportem materiálu na velmi krátkou vzdálenost. V nadloţí aluviálního systému se začíná vyvíjet systém fluviální. Charakteristickým znakem je vývoj meandrující řeky.

Sedimentace ve spodním šedém souvrství Podle Malého (1993) probíhala sedimentace jak ve svrchním karbonu-stefanu tak i ve spodním permu-autunu. Na základě zjištění výskytu rodu Calipteris v nadloţí první sloje je kladena na spodní hranu nejsvrchnější první sloje. Jelínek (2001) uvádí, ţe po předchozím vyrovnání dna bazálními sedimenty a po sedimentaci fluviálního systému ve spodním červeném souvrství, následuje sedimentace fluviálním vývojem přecházejícím do deltového a jezerního s vývojem uhelných slojí. Deltová a jezerní sedimentace také ukazuje na to, ţe v době ukládání těchto sedimentů byl reliéf plně vyrovnán a pánevní systém se začal uzavírat a zklidňovat. Autor uvádí, ţe se zde uplatňovala, zejména při sedimentaci uhelných slojí, pomalejší sedimentace z volného vodního prostředí. Na obrázku č. 4 je znázorněn paleogeografický model ukládání spodního šedého souvrství podle Nehyby (2001). Sedimentární výplň tvoří pískovce, prachovce a jílovce, přičemţ prouhelněné jílovce přecházejí do uhelných slojí. Nachází se zde i polohy s výrazněji zastoupeným tufitickým

17 materiálem, mocné okolo 20cm. V klastickém materiálu se objevuje vedle materiálu přeplaveného ze spodního souvrství i materiál ukazující na transport z větší vzdálenosti. Klasty minerálů jsou v pískovcích poměrně ostrohrané, směrem do prachovců a jílovců se zjemňují a zaoblují. V pískovcích byla nalezena zrna s pseudomorfózami silimanitu po cordieritu a úlomky serpentinizovaných ultrabazik. Výskyt těchto minerálů a hornin spolu s vnitřní stavbou ţivců ukazuje, ţe v této fázi sedimentace se začalo uplatňovat i moldanubikum jako jeden ze zdrojů klastického materiálu (Jelínek 2001).

Obr. 4. Model sedimentace ve spodním šedém souvrství (Nehyba 2001)

Sedimentace ve středním červeném souvrství Sedimentací ve středním červeném souvrství a v části svrchního šedého souvrství se detailně zabývali Nehyba a Mastalerz (1997). Podle autorů sedimentace probíhala ve spodním permu-autunu a jedná se o pokračování sedimentace deltové a jezerní. Na základě pozice I. obzoru birumenózních slínovců popsali depoziční sekvenci, která má cyklickou stavbu. Sekvence je rozdělena do tří segmentů, které odráţí tři hlavní fáze vývoje jezera: transgresivní segment, segment otevřeného jezera a regresivní segment. Transgresivní segment je tvořen sedimenty příbřeţní bahnité plošiny. Sedimenty delty a vyšší části segmentu pak podle autorů poukazují na opakované vynořování depozičního povrchu. Regresivní segment je typický řadou drobných, nahoru hrubnoucích sekvencí, coţ odpovídá příbřeţní zóně aţ prodeltě. Malý (1993) uvádí, ţe sedimentace v této části profilu je tedy velmi klidná, sedimenty jsou poměrně jemnozrnné a mají ve většině případů načervenalou barvu. Z petrografického hlediska tvoří výplň sedimentů pískovce, prachovce, jílovce a břidlice.

Podle Jelínka (2001) patří mezi hlavní minerály tvořící pískovce této oblasti křemen. V tomto souvrství se úlomky hornin vyskytují jen ojediněle, a to především v hruběji zrnité spodní části souvrství. Ve svrchních částech většinou chybí. Z litologického hlediska se jedná hlavně o horniny granitoidního charakteru, kvarcity a vulkanity.

Sedimentace ve svrchním šedém souvrství probíhala Sedimentace pobíhala ve spodním permu-autunu. Podle Jelínka (2001) představuje zpětný návrak k fluviální sedimentaci. Jedná se o sedimentaci hlavního paleotoku, který zřejmě tekl v době sedimentace v ose brázdy. Na bázi jednotlivých koryt lze nalézt četné projevy pánevního kanibalismu - útrţky starších sedimentárních hornin i uhlí coţ můţe také svědčit o tektonickém oţivení pánve v době sedimentace. Autor dále uvádí, ţe sedimentace je charakteristická výskytem četných nahoru se zjemňujících sekvencí - koryt paleotoku. Jedná se o sedimentaci šedě zbarvených pískovců a břidlic. Klastický materiál je v této části profilu opět hruběji zrnitý, klasty minerálů jsou ostrohranné a větší neţ v předchozích částech profilu. Autor usuzuje, ţe v této části profilu se uplatňují i vzdálenější zdroje sedimentace, uvaţuje o transporu z oblasti moldanubika.

6.3. Padochovske souvrství Padochovské souvrství je autunského stáří. Spodní oddíl souvrství má nejznámější defilé boskovické brázdy na levém břehu Oslavy, jeho mocnost je asi 200 m. V centru pánve jej tvoří komplex přibliţně rovnoměrně zastoupených, ve spodní části červených, ve svrchní části šedých klastik. Směrem k severu a k jihu se mocnost šedých depozit zmenšuje. Uvnitř šedých sedimentů leţí 3-4 m mocný obzor bitumenních pelokarbonátů. Ve svrchním, asi 1000 m mocném oddílu převládají červenohnědé a ţlutohnědé cyklicky uspořádané pískovce, prachovce aţ jílovce s vloţkami ţlutohnědých hrubozrnných arkóz a arkózovitých pískovců aţ slepenců (Jaroš, Malý 2001). Zajíc a Štramberg (2004) doplňují, ţe v padochovském souvrství byla dokázána přítomnost stratigraficky důleţitých taxonů Acanthodes gracilis a Bohemiacanthus carinatus a rovněţ byla objevena velice početná populace aktinopteragií čeledi Aeduellidae. V padochovském souvrství je zastoupen zbýšovský a říčanský fosiliferní obzor.

6.3.1. Zbýšovský obzor Zbýšovský obzor patří podle Jaroše a Malého (2001) z floristického hlediska k nejlépe prozkoumanám obzorům. Podle Zajíce (1997) stratigraficky odpovídá stáří spodního autunu.

Byla zde zjištěna přítomnost kalipteridy Autunia conferta z pteridosperm Dicksonites pluckenetii, Odontopteris subcrenulata Neurodontopteris auriculata. Hojné jsou i kordaity a jehličnany např. Culmitzschia frondosa, Ernestiodendron filiciforme, Walchia piniformis (Šimůnek, Martínek 2008). Nálezy fauny jsou známy pouze ze spodního obzoru bitumenních slínovců. Z obratlovců je u obou obzorů hojné zastoupeni druhu Acanthodes gracilis. Drobné izolované čelistní zoubky ţraloků ve Zbýšovském obzoru jsou zatoupeny druhem Bohemiacanthus carinatus (Zajíc 1997).

6.3.2. Říčanský obzor Říčanský obzor je významně zastoupený zejména v ,,Rybičkové skále― u Neslovic. Profil je situován ve svrchním padochovském souvrství s polohami arkózových břidlic našedlé aţ hnědočerné barvy, šedými aţ šedočernými písčitými bituminózními jílovci oddělenými mocnějšími polohami pískovců aţ arkóz (Ivanov 2003). Počátkem 50. let se zabýval sloţením fauny a flóry zejména Augusta (1955), dosaţené výsledky jeho práce shrnuje Zajíc (1997). Tento obzor charakterizují zvláště druhy Calamites gigas, Annularia stellata, Pecopteris arborescens, Taeniopteris abnormit a Walchia goeppertiana (Šimůnek 2003). Jaroš a Malý (2001) doplňují o nálezy hmyzu druhu Piloblattina weissigensis. V posledních letech publikovali Šimůnek a Martínek (2008) nové výskyty druhů Metacalamostachys dumasii, Sphenopteris mathetii, Pecopteris pseudobucklandii, Remia pinnatifida, Odontopteris lingulata, Neurodontopteris auriculata, Neurocallipteris gallica, N. planchardii, ?Lodevia nicklesii, ?Rhachiphyllum subauriculata, peltasperm disc, Cordaianthus sp., ?Culmitzschia angustifolia, ?C. frondosa, C. parvifolia, C. speciosa .

6.4. Veversko-bítýšské souvrství Veversko-bítýšské souvrství je komplex převáţně červených a šedých sedimentů. V šedých aleuropelitech se vyskytují vloţky slínovců, místy i pelokarbonátů s fuzitizovanou rostlinnou drtí. Sedimenty tohoto souvrství jsou odkryty např. na levém břehu řeky Svratky severně a východně od Veverské Bítýšky (Jaroš, Malý 2001).

6.4.1. Chudčický obzor Podle Šimůnka (2003) se zde vzácně vyskytují čtyři druhy pteridosperm: Neurodontopteris auriculata, Odontopteris subcrenulata, Odontopteris lingulata a

Rhachiphyllum lyratifolia a poněkud hojněji tyto druhy jehličnanů: Culmitzschia angustifolia, Culmitzschia parvifolia, Culmitzschia speciosa, Ernestiodendron filiciforme, Otovicia hypnoides, Walchia goeppertiana a Walchia piniformis. Pouze z této lokality v rámci boskovické brázdy jsou známy vidličnaté větvené listy s nejasnou asymetrickou příslušností. Společenstvo chudčického obzoru autor charakterizujejako suchomilné. Martínek et al. (2004a) doplňují, ţe v Chudčickém obzoru dominantně sedimentovaly jílovce a prachovce. Bioturbace a zbytky rostlin poukazují na mělké jezerní aţ baţinaté prostředí s absencí hrubších klastik.

6.5. Letovické souvrství Letovické souvrství, svrchnoautunského stáří, je tvořeno maximálně 3000 m mocnými, cyklicky uspořádanými červenými a šedými klastiky. Na JZ a na SZ jsou sedimenty zastoupeny poměrně mocnými balinskými slepenci a na východě jsou vnitropánevní klastika z části zastoupeny rokytenskými slepenci. V severním závěru boskovické brázdy se spojují obě okrajové facie slepenců s tím, ţe rokytenské slepence vyplňují celou severní část brázdy a přecházejí i do jejího západního křídla. Balinské slepence reprezentují převáţně červenohnědé aţ ţlutohnědé, střednězrnné petromiktní slepence. Rokytenské slepence jsou převáţně červenohnědé, místy rezavé aţ ţlutohnědé hrubozrnné petromiktní slepence aţ brekcie. (Jaroš, Malý 2001).

6.5.1. Středni Letovické souvrství Střední letovické souvrství bylo vymezeno na lokalitách v severní části boskovické brázdy v okolí města Letovice. Na základě podrobného rozboru faunistických údajů a biostratigrafie byly vyčleněny obzory: Bačovský, Míchovský a Kochovský (Zajíc, Štramberk 2004).

6.5.1.1. Bačovský obzor K tomuto obzoru se řsdí dvě od sebe vzdálené lokality Obora a Bačov, lomy I-III. V jílovcích typu ,,walchiových lupků― u obou lokalit převaţovaly druhy Otovicia hypnoides a Culmitzschia parvifolia. V bitumenních vápencích a jílovcích rovněţ převaţovaly walchie na obou lokalitách, ale na lokalitě Bačov byl hojně zastoupen druh Taeniopteris multinervia. ,,Walchiové lupky― obsahují vyšší procento suchomilných prvků – walchií. Bitumenní jílovce a vápence jsou chudší co do počtu exemplářů, avšak obsahují procentuálně více vlhkomilných prvků, přesličkovitých a kapraďovitých rostlin (Šimůnek 2003).

6.5.1.2. Míchovský obzor Podle Šimůnka (2003) jsou v tomto obzoru jehličnany diverzifikované, Autunia conferta se vyskytuje spíše vzácně. Přesličky a kapradiny se zde vyskytují hojněji neţ v Lubském obzoru. Autor ve své práci upozorňuje na nově objevené druhy: Annularia spicata, Metacalamostachys dumasii, Pecopteris cyathea, Pecopteris unita, Culmitzschia laxifolia a Walchia geoppertiana.

6.5.1.3. Kochovský obzor Kochovský obzor je charakteristický přítomností tence vrstevnatých jílovců. Tyto jílovce jsou tmavé, silně bituminózní, jílovité a bez trhlinek (Ivanov 2003). Štramberk et al. (2008) zmiňuje nález zachovalého otisku ryby pravděpodobně zástupce rodu Paramblypterus. Z rostlin např. Walchia (Lebachia) piniformis Stb., Cordaites principalis Fermat, Callipteris conferta Bgt.

6.5.2. Spodní Letovicke souvrství Spodní letovické souvrství se vyznačuje hojným výskytem Acanthodes gracilis. Dále byl objeven vzácně se vyskytující nový druh Acanthodes. Stejná stratigrafická úroveň byla dle fauny ověřena na lokalitách Zbraslavec, Letovice - Jindřichov a Kladoruby - Dolní pepřík. (Zajíc, Štramberk 2004).

6.5.2.1. Lubský obzor Podle Ivanova (2003) se jedná o souvrství šedozelených písčitých, slabě bituminózních jílovců, chudých na organické zbytky. Šimůnek (2003) uvádí, ţe ve floristickém společenstvu dominuje Autunia conferta, Nálezy kordaitů a walchií jsou relativně časté, přesličky a kapradiny naopak vzácné. Jako nové druhy pro tento obzor autor uvádí např. Annularia cf. Mucronata, Asterophyllites equisetiformis, Neurodontopteris auriculata a Culmitzchia speciosa.

6.5.2.2. Obzor Zboněk-svitávka Podle Šimůnka (2003) zde jednoznačně dominuje druh autunia conferta. Vlhkomilné prvky jsou zastoupeny velmi řídce, suchomilnější jehličnany jsou diverzifikované. Rostlinné společenstvo studovaných lakustrinních sedimentů má suchomilnější charakter. Z rostlinných zástupců se zde hojněji vyskytují druhy: Asterophyllites longifolius Brongniart, Annularia stellata, A. sphenophylloides, Autunia conferta, Cordaites sp. a Walchia piniformis.

6.5.2.3. Zbraslavský obzor Zbraslavský pelokarbonátový obzor představují tmavě šedé, místy červenohnědě ţíhané bituminózní pelokarbonáty. Nacházejí se na bázi facie balinských slepenců Ivanov (2003). Lokalita byla poprvé zmíněna v pracích Augusty (1955), který zde popsal z úlomků silně vápnitých slínovců zbytky obojţivelníků a akantodů. Akantodi byli později zařazeny Zajícem (1997) k druhu Acanthodes gracilis.

7. Popermská sedimentace Popermské sedimenty v zájmovém území boskovické brázdy jsou svrchnokřídového stáří. Franzová a Maceška (1986) je určují jako denudační relikty svrchní křídy (cenoman-turon). V okolí blanenského prolomu vycházejí na povrch sedimenty perucko-korycanského souvrství. Spodní část souvrství je tvořena prachovitými pískovci aţ rozpadavými slepenci. Střední a svrchní část je tvořena komplexem písků a pískovců s vloţkami jílovců (Müller et al. 2000). Po svrchnokřídové sedimentaci následuje hiát a další sedimentace nastává v zájmovém území aţ v miocénu. Na mnoha místech (okolí Skalice nad Svitavou, Drnovic a Boskovic aj.) vystupují na povrch spodnobadenské tégly z doby nejrozsáhlejší mořské transgrese v karpatské předhlubni. Podle Čurdy et al. (1994) jsou reprezentovány šedými, zelenošedými a ţlutošedými, nedokonale vrstevnatými aţ nevrstevnatými jíly, obsahujícími bohatou mikrofaunu. Následovala depozice fluviálních písčitých štěrků pliocenního stáří, se zachovaly pouze v izolovaném výskytu jihovýchodně od Drnovic. V pleistocénu, v období würmského glaciálu, zde probíhala mohutná eolická sedimentace, jejímţ výsledkem jsou sprašové pokryvy, pokrývající značnou část jiţní poloviny zájmového území. Čurda et al. (1994) uvádí, ţe největších mocností dosahují v boskovické brázdě západně od hradu Veveří (16m). Na bázi a místy i uvnitř spraší jsou navíc vyvinuty polohy svahových sedimentů, často s úlomky hornin (kóta Čebínka).

8. Závěr V této rešeršní práci byly shrnuty poznatky o struktuře, vzniku, vývoji a stavbě boskovické brázdy, především zaměřené na informace získané z nejnovějších publikací. Převáţná většina badatelů a autorů publikací se zaměřili zejména na jiţní a severní část pánve, ale největší, střední část, je dosud nedostatečně prozkoumaná. Proto se právě touto částí pánve budu zabývat ve své diplomové práci. V oblasti mezi Letovicemi a Veverskou Bítýškou, provedu mimo jiné litofaciální a provenienční studium, které jak doufám, také přispěje k lepšímu poznání boskovické brázdy.

9. Použitá literatura: Augusta, J. (1955): Zpráva o paleontologicko-stratigrafickém výzkumu spodního permu v okolí Boskovic a Letovic na Moravě. Zpr. o geol. výzk. v roce 1954. 5-6.

Čurda, J., Kašpárek, M., Lysenko, V., Müller, V., Novák, Z., Píše, J., Sirotek, Z., Stejskal, V., Šamalíková, M., Tomášek, M. (1994): Vysvětlivky k souboru geologických a ekologických účelových map přírodních zdrojů, 1:50 000, list 24-32. Brno.

Čepek L. (1946): Tektonika Boskovické brázdy. – Věst. St. geol. úst. republ. Čs., 20 (1945), 1-6, 128 – 130. Praha.

Demek, J., Mackovčín, P., Balatka, B., Buček, A., Cibulková, P., Culek, M., Čermák, P., Dobiáš, D., Havlíček, M., Hrádek, M., Kirchner, K., Lacina, J., Pánek, T., Slavík, P., Vašátko, J. (2006): Zeměpisný lexikon ČR: Hory a níţiny. – Agentura ochrany přírody a krajiny, Brno.

Demek J., Balatka B., Czudek T., Láznička Z., Linhart J., Loučková J., Panoš V., Raušer J., Seichterová H., Sládek J., Stehlík O., Štelcl O., Vlček V. (1965): Geomorfologie českých zemí. — Nakladatelství československé akademie věd. Praha.

Dopita M., Havlena V., Pešek J. (1985): Loţiska fosilních paliv. — Nakladatelství technické literatury. Praha.

Dvořák V. (1999): Magmatickéhorninyboskovickébrázdy. MS,Ročníkovápráce, Katedrageologieapaleontologie, PřF MU. Brno.

Francová, M., Maceška, D. (1986): 322 Boskovická brázda. – In: Machlíček, E.(eds.) Hydrogeologické rajóny ČSR. Svazek 2. Povodí Moravy a Odry. - Geotest. Brno.

Geinitz, H. B., Fleck, H., Hartig, E. (1865): Die Steinkohlen Deutchlands und anderer Lander Europeas, I. Band. – 1 – 256, XXIV Tab., München.

Havlena, V., (1960): Nové poznatky z geologie Boskovické brázdy. – Geol. Průzk., 3, 67-71.

Helmhacker, R. V. (1866b): Přehled geognostický útvaru kamenouhelného Rosicko- Oslavanského. – Ţiva, 13, 1, 193-209.

Homola, V., Klír, S. (1975): Hydrogeologie ČSSR III. – Hydrogeologie loţisek nerostných surovin. - Academia, Praha.

Ivanov, M. (2003): Přehled historie paleontologického bádání v permokarbonu boskovické brázdy na Moravě. – Acta Musei Moraviae, Scientiae geologicae, 58 (2003), 3-112. Brno.

Jaroš J. (1961): Geologický vývoj jiţní části Boskovické brázdy. – Práce brněn. zákl. ČSAV, 33, seš. 14, spis 425. Brno. Jaroš J., Mísař Z. (1967): Problém hlubinného zlomu boskovické brázdy. — Sbor. geol. věd, G, 12, 131–147. Praha

Jaroš, J., Malý, L. (2001): Boskovická brázda. In Holub V. – Pešek J.: Geologie a loţiska svrchnopaleozoických limnických pánví v České republice. – ČGÚ, Praha.

Jelínek, F. (2001): Provenience pískovců boskovické brázdy v její jiţní části. — MS, Diplomová práce, Katedra geologie a paleontologie, PřF MU. Brno.

Jelínek, J., Leichman, J., Nehyba, S. (2003)1: Bazální sedimentace boskovické brázdy- balinské vs. Rokytenské slepence. In Moravskoslezské paleozoikum 2003. Olomouc: UP Olomouc, 2003. od. S 11-12, 2 s.

Jelínek, J., Leichman, J., Nehyba, S. (2003)2: Conglomerates of the boskovice furrow –an indicator of the tectonic evolution of the eastern margin of the Bohemian Massif. Journal of the Czech Geological Society. 48/1-2.(2003), 74-75. Praha.

Jelínek, J., Leichman, J., Nehyba, S. (2003)3: Evolution of the permo-carboniferous Boskovice Furrow (Czech. Rep.).-Polskie towarzystwo mineralogiczne – prace specjalne mineralogical society of Poland – Special papers. Zeszyt 23, 2003; Volume 23, 2003.

Makowsky, A., Rzehak, A., 1884: Die geologischen Verhaltnisse der Umgebung von Brunn als Erlauterung zu der geologischen Karte. – Vehr. Naturforsch. Ver. Brunn, 22 (Abh.), 1, 127-282.

Malý L. (1966): Rosicko-oslavanským uhelným revírem. — Okresní pedagogické středisko Brno venkov. Brno venkov.

Malý L. (1978): Říční a deltová sedimentace v rosicko – oslavanské pánvi. – Sbor. III. uhel. geol. konfer. přírodov. fak. (Praha), 109 – 111. Praha.

Malý, L. (1993): Formování sedimentační pánve permokarbonu boskovické brázdy a vývoj svrchnostefanské sedimentace v rosicko-oslavanské pánvi. — In Přichystal A., Obstová V., Suk M. (eds): Geologie Moravy a Slezska, 87–99. Brno.

Martínek, K., Dostál, O., Drábková, J., Jelínek, F., Mikuláš, R., Nehyba, S., Šimůnek, Z., Štramberk, S., Zajíc, J. (2004): Paleoenvironmental changes and the Late Variscan development of the eastern Bohemian Massif: sedimentary and paleontological record of the Boskovice Basin 15 pp., Final report of the research project GAUK 227/2001/B-GEO/PřF, Charles University, Prague (2004).

Melichar R. (1995): Tektonický význam boskovické brázdy. – Geologické výzkumy na Moravě a ve Slezsku v roce 1994, 64 - 66.

Mikuláš, R. – Martínek, K. (2006): Ichnology of the non-marine deposits of the Boskovice basin (Carboniferous-Permian, Czech Republic). Bull. of geosciences, 81, Prague. Mísař Z., Dudek A., Havlena V., Weiss J. (1983): Geologie ČSSR I. – Český masív. — Státní pedagogické nakladatelství. Praha.

Műller, P., Novák, Z., Bubík, M., Buriánková, K., Čurda, J., Eliáš, M., Gilíková, H., Gregerová, M., Grym, V., Hanák, J., Hanţl, P., Havlíček, P., Hrádek, M., Kadlec, J., Krejčí, O., Květoňová, E., Melichar, R., Műller, V., Műllerová, H., Novák, M., Otava, J., Pálenský, P., Petrová, P., Píše, J., Sedlák, J., Šmerdová, B., Valoch, K., Vít, J. (2000): Geologie Brna a okolí. - Český geologický ústav. Praha.

Müller, V. , Čurda, J. , Majer, V. , Manová, M. , Mísař, Z. , Rudolský, J. , Rýda, K. , Šalanský, K. (2000): Vysvětlivky k souboru geologických a ekologických účelových map přírodních zdrojů v měřítku 1 : 50 000,list 24-12 Letovice. Soubor geologických a ekologických účelových map. 99 s. Český geologický ústav. Praha. ISBN 80-7075-419-2.

Nehyba, S. (2001): Excursion guide to 9th coal geology conference. — MS. Praha.

Nehyba S., Mastalerz K. (1997): Příspěvek k poznání jezerní sedimentace v boskovické brázdě. — Geologický výzkum na Moravě a ve Slezsku v roce 1996. Brno.

Nehyba, S., Dostál, O. (2007): Permian of the Boskovice Trough. In: J., Wojewoda, [ed.] – Review of Permiansedimentary successions of Boskovice Trough, Nachod Basin and Trutnov Basin. Sedimentologica, 1 (1): 61-68.

Petránek J., Pouba Z. (1953): Zpráva o výzkumu permokarbonských slepenců v jiţní části boskovické brázdy. — Věst. Ústř. úst. geol., 28, 161–164. Praha

Plchová, J. (1999): Rosicko-oslavanský uhelný revír 1760-1999. – Město Oslavany.

Suess E. F. (1907): Die tektonik des Steinkohlengebietes von Rossitz und der Ostrand des böhmischen Grundgebirges. – Jb. k. k. geol. Reichsanst., 57, 4, 793 – 834. Sien

Suess, E. F. (1912): Die Moravischen Fenster und ihre Beziehung zum Grundgebirde des hohen Gesenke. – K. U. K. Hof - und Universitätsbuchhandler., 1 – 91. Wien.

Šimůnek, Z. (2003): Paleobotanický výzkum permských obzorů boskovické brázdy. - Zprávy o geologických výzkumech v r. 2002. 92 - 96. Praha.

Šimůnek, Z. (2003): Fytopaleontologické výzkumy v boskovické brázdě. -Zprávy geologického výzkumu v r. 2003. 150 – 151. Praha.

Šimůnek Z., Martínek K. (2008): A study of Late Carboniferous and Early Permian plant assemblages from the Boskovice Basin, Czech Republic. In: Review of Palaeobotany and Palynology 152, 237–269. Prague.

Štramberk, S., Zajíc, S., Martínek, K., Prouza, V. (2008): Excursion guide - Krkonoše Piemont basin and Boskovice graben - Faunas and palaeoenvironments of the Late Palaeozoic - Special Publication to 5th Symposium on Permo-Carboniferous Faunas Museum of Eastern Bohemia at Hradec Králové, July, 7-11, 2008.

Štůr, D. (1874): Neue Aufschlusse in Segen Gottes bei Rossitz und Sendung von Pflanzenresten aus dem liegendsten Flotze (Calamites Rittleri Stur, Caulopteris Rittleri Stur) von Heren H. Rittler. – Vehr. K.-Kon. Geol. Reichsanst. (1874), Wien, 395.

Tietze E. (1902): Die geognostischen Verhädnisse der Gegend von Landskron und Gewitsch. – Jb. k. k. Reichsanst. 51, 317- 729. Wien.

Zajíc, J. (1997): Zoopaleontologie limnického permokarbonu Boskovické brázdy – současný stav výzkumu. - Geologické výzkumy na Moravě a ve Slezsku, 4, 85-89. Brno.

Zajíc, J. – Štamberk, S. (2004): Selected important fossiliferous horizont of the Boskovice Basin in the light of the new zoopaleontological data. - Acta musei reginaehradecensis S. A., 30, 5-15. Hradec Králové.

Zapletal K. (1924): Příspěvky k poznání brázdy boskovické. – Sbor. Kl. přír. v Brně, 6, 12 – 19. Brno

Zapletal, K. (1926): Geologie středu svratecké klenby. – Sbor. Stát. geol. úst., 5, 509-560.

Internetové zdroje http://www.mapy.cz – Mapy České republiky; Copyright © 1996 - 2008 Seznam.cz, a.s.; SHOCart, spol. s r. o. http://www.geology.cz/extranet/geodata/mapserver - Tisk geologických map z území ČR; Copyright © Czech Geological Survey 2004.