Stáří sedimentární jeskynní výplně v Aragonitové jeskyni

Jaroslav Kadlec, Ondřej Jäger, Alois Kočí, Dagmar Minaříková

(Český kras 17; str.16—23; Beroun 1992)

 


Abstract

Complex sequence of clays and sandy sediments with gravel interbeds are studied in the Aragonitová cave (Beroun District, Bohemian karst). Epigeneticaly Mn – enriched layers are important. Paleomagnetic data indicate Pliocene age by thepolarity change Gilbert – Gauss (about 3.4 Ma). The cave as a part of bigger system (now unknown) originated during Lower Pliocene and fossilized in Upper Pliocene.

 

Úvod

Krasový vývěr Ivanka ve Svatém Janu pod Skalou nedopřává klidu již několika generacím jeskyňářů. Původ zdejší krasové vody a její cesty podzemím nejsou dodnes vysvětleny. Výsledky ojedinělých prací, které se tímto problémem zabývaly, nejsou zdaleka jednoznačné (Včíslová 1983).

Je velmi pravděpodobné, že voda do Ivanky přitéká z neznámého jeskynního systému, který vznikl v sz. křídle holyňsko-hostimské synklinály, které budují devonské a silurské vápence a také silurské vulkanické horniny. Na JV jsou vápence omezeny prachovci a břidlicemi srbského souvrství, na SZ je pak krasovění limitováno výskytem silurských vulkanických hornin.

Východně od vrcholu Svatojánské skály byly devonské vápence těženy rozsáhlými lomy Na stydlých vodách (nazývané též Solvayovy lomy nebo lomy U paraplete). Lomy jsou známé především ukázkou starého krasového povrchu s depresemi vyplněnými písky, písčitými štěrky a pestře zbarvenými pelity. Z výplně odkryté ve stěně horní etáže největšího lomu uvádí Röhlich, Chlupáč (1951) nález slabě opracovaných pískovcových bloků s hojnou faunou mořského cenomanu.

První písemná zmínka o krasových jevech v této části Českého krasu pochází od Hippolita Guarinonia, syna dvorního lékaře Rudolfa II. Autor v roce 1610 píše, že u Svatého Jana, „v pohoří nejbližším nahoře hluboká jest jeskyně, do níž se po několika vysokých k tomu přihotovených stromech sestupuje a za ní rovnou v té hoře jeskyně hluboká a dlouhá jest“ (Sklenář 1984). O kterou jeskyni (se sintrovou výzdobou) šlo, se dnes můžeme pouze dohadovat. Daleko později bylo několik jeskyní objeveno při těžbě vápenců v lomech Na stydlých vodách.

Jejich dokumentaci a registraci provedli Jančařík, Lysenko, Porkát (1980). Některé novější poznatky včetně geodetického zaměření vchodu všech jeskyní zpracovali Šroubek, Horák (1989). Pamětníci též tvrdí, že v místech střední etáže lomu byla odtěžena poměrně velká dutina, jejíž spodní částí byla dnešní Nová aragonitová jeskyně.

Největší známá jeskyně Na stydlých vodách je Aragonitová jeskyně; objevená v roce 1952. Vchod leží v nadmořské výšce 373,58 m (o 140 m výše než vývěr Ivanka). Zevrubným popisem jeskyně a výskytem aragonitové výzdoby na jejích stěnách se zabývali Brandejs, Pošmourný (1962).

 

Sedimentární charakteristika jeskynní výplně

V polovině roku 1989 začali členové pracovní skupiny Potápěči ZO 1-05 Geospeleos hloubit ve dně dómovité části Aragonitové jeskyně vertikální sondu. Místo bylo určeno pomocí virgule. Sonda dosáhla celkové hloubky 9,6 m. Pak se dno mezi vápencovými stěnami zúžilo tak, že nebylo možné pokračovat hlouběji a práce horizontálním směrem byly natolik obtížné, že byla prolongace v této části jeskyně ukončena.

 

Obr.1: Situace profilů v Aragonitové jeskyni.

 

Sonda však odkryla 7 m vysoký profil sedimentárních jeskynních výplní (profil II a III – obr.2). Jedná se převážně o písčité a jílovité sedimenty, které vyplnily spodní část vadózní jeskynní chodby.

Horní část profilu II se zachovala u paty sv. stěny dómu. Jde o hnědý, lasturovitě odlučný jíl s hedvábným leskem na odlučných plochách. Do hloubky 0,5 m jsou v jílu četné, nepravidelně mocné (1 mm – 5 cm) subhorizontální, černé, manganem bohaté polohy. Směrem do podloží tyto polohy mizí a hnědý jíl je šedě laminovaný. Laminy mají subhorizontální průběh, jsou mírně zvlněné a místy jsou porušené drobnými zlomy poklesového charakteru, způsobené sedáním sedimentu.

Profil jeskynními sedimenty plynule pokračuje ve v. stěně sondy (obr.2). Nejvýše se vyskytují světle hnědé až hnědé jíly s hedvábným leskem na plochách odlučnosti. Směrem do podloží jsou jíly šedě laminované. Laminy tvoří jemný jílovitý písek a jejich mocnost se pohybuje mezi 0,5—3 mm, výjimečně do 1 cm. Uložení lamin je subhorizontální, pouze v hloubce −0,5 až −0,8 m jsou laminy silně deformované a porušené četnými drobnými zlomy. V horní části obsahuje jíl nepravidelné útržkovité polohy hnědého, jemně zrnitého, místy jílovitého písku se závalky žlutého jílu.

 

Obr.2: 1 – hnědý jíl s černými manganem bohatými polohami, 2 – hnědý jíl šedě laminovaný, 3 – hnědý jíl s hedvábným leskem na plochách odlučnosti, 4 – hnědý jemnozrnný jílovitý písek, 5 – hnědý jíl se šedými deformovanými laminami, 6 – hnědý písčitý jíl s útržky žlutého jílu, 7 – světle hnědý, středně zrnitý jílovitý písek, 8 – černé, manganem bohaté polohy, 9 – červenohnědý, kostičkovitě odlučný plastický jíl, 10 – hnědý písčitý jíl bez náznaků odlučnosti se závalky manganem bohatých poloh, 11 – hnědý až tmavě hnědý, šedě laminovaný jíl, 12 – červenohnědý jíl s lasturovitou odlučností a hedvábným leskem na plochách odlučnosti, 13 – hnědý, středně zrnitý písek, 14 – hnědý, středně až hrubozrnný písek s valouny křemene a kameny žlutého pískovce, 15 – hnědý, žlutě smouhovaný jíl s ojedinělými valouny křemene a kameny pískovce, 16 – červenohnědý, tence vrstevnatý jíl, místy pestře zbarvený, 17 – červenohnědý jíl s lasturovitou odlučností, 18 – hnědý jemnozrnný písek, 19 – hnědý jíl se závalky žlutého jílu, 20 – jílovitý písek se závalky hnědého jílu.

 

 

V podloží laminovaného jílu se nachází světle hnědý, šedě smouhovaný, středně zrnitý, místy jílovitý písek s útržky žlutého jílu. V této pískové poloze jsou nápadné nepravidelně mocné (do 5 cm) černé polohy sazovitě mazlavé konzistence. Jsou tvořeny převážně Mn-oxidy. Průběžné i nepravidelné útržkovité polohy bohaté manganem se vyskytují i v hlubších částech profilu II a III. Často jsou koncentrovány na styku pískových a jílových poloh nebo v jeho blízkosti. Černé plochy lze na několika místech sledovat též přímo na kontaktu vápence a sedimentární výplně chodby. Tento jev se shoduje s výsledky pozorování Cílka a Fábryho (1989). Na vysrážení manganu měly rozhodující vliv bakteriální procesy (Cílek – ústní sdělení).

 

Obr.3: 1 – červenohnědý slepenec tvořený valouny křemene a vzácně úlomky pískovce, 2 – červenohnědý, středně zrnitý, jílovitý písek, 3 – červenohnědý štěrkovitý písek tmelený CaCO3, 4 – červenohnědý jílovitý písek s ojedinělými valouny křemene, 5 – ?, 6 – ?

 

 

Sedimentární výplň pokračuje do hloubky −2,8 m střídáním poloh hnědých, místy kostičkovitě odlučných jílů a tence laminovaných jílů. Ojediněle se vyskytují útržkovité písčité polohy. V hloubce −1,7 m zastihl ssv. okraj sondy skalní stěnu. Konformně s ní klesá do hloubky písková poloha 20 cm mocná. Ve středně zrnitém, místy jílovitém písku jsou úlomky krystalů žilného kalcitu. V podloží pískové polohy se nachází červenohnědý jíl se zvrstvením rovnoběžným s vápencovou stěnou. V hloubce −3 m je povrch nepravidelné hnízdovité polohy středně až hrubě zrnitého křemenného písku s ojedinělými dobře opracovanými valouny křemene. Průměrná velikost valounů se pohybuje okolo 3 cm, maximálně jsou velké 10 cm. V této pískové poloze se ojediněle vyskytují ostrohranné kameny zvětralého pískovce o maximální velikosti do 7 cm a nepravidelné polohy drobnozrnných křemenných štěrků se špatně opracovanými klasty křemene. Celková mocnost pískové polohy dosahuje až 60 cm. V podloží následuje hnědý, žlutě smouhovaný jíl s ojedinělými křemennými valouny o maximální velikosti 5 cm. Do hloubky pokračuje profil komplexem šedohnědých tence vrstevnatých jílů s tenkými (1—5 mm) tmavě šedými polohami prachovitého materiálu a ojedinělými závalky žlutého mazlavého jílu. Vrstvičky jsou intenzivně zprohýbány. U skalní stěny se objevují pestře zbarvené (hnědé, bílé, fialové) tence vrstevnaté a laminované polohy jílů uložené konformně se skalním podložím. Při bázi této části profilu je 5 cm mocná útržkovitá poloha hnědého jílovitého písku a v jejím podloží leží červenohnědý jíl s lasturovitou odlučností a hedvábným leskem na odlučných plochách.

Protilehlá stěna sondy (profil III – obr.2) odkryla komplex sedimentů, které analogicky navazují na profil II. Mohutná, 1,4 m mocná akumulace středně až hrubozrnných jílovitých písků obsahuje ve spodní části nepravidelné až 10 cm mocné manganem bohaté polohy černé barvy. Na bázi těchto poloh se často vyskytuje tenká vrstvička hnědého jílu mocná 0,5 až 2 cm. Ve svrchní části jeví písky slabý náznak zvrstvení k SSZ, ve spodní části pískové polohy se zvrstvení uklání pod úhlem 40° k VJV. V podloží písků se zachovala 20 cm mocná poloha tmavě hnědého, šedě smouhovaného jílu, která tvoří nadloží 70 cm mocné pískové akumulace obsahující valouny křemene a ostrohranné kameny zvětralého žlutého pískovce. Pod písky leží hnědý, při bázi červenohnědý, místy šedě laminovaný jíl, který se střídá s polohami šedého, mazlavého jílu o mocnosti do 5 cm. Vrstva podložního hnědého, jemnozrnného, slabě jílovitého písku dosahuje mocnosti 10 cm. Na bázi profilu leží hnědý, šedě smouhovaný jíl s nepravidelnými závalky jílu žlutého.

V případě poloh č.14 (obr.2) je zřejmé, že se jedná o materiál přemístěný z výplní krasových depresí, které se vyskytují přímo nad jeskyní. Původ písku v poloze č.7 jsme se pokusili objasnit na základě obsahu těžkých minerálů. V sondě jsme odebrali orientační vzorek z hloubky −3 m. Druhý vzorek byl odebrán z hrubých písků až štěrků z výplně největší krasové deprese odkryté ve stěně horní etáže lomu. Analýzy provedla Dr. Minaříková z Českého geologického ústavu.

 

Vzorek ze sondy v Aragonitové jeskyni

Valounová složka je tvořena křemenem (50 %), Fe-Mn-písčitými agregáty (32 %), limonitickými konkrecemi (14 %) a jílovci (4 %). Křemen je světle okrový s Mn povlaky. Je převážně žilný, zřídka sekreční, valouny jsou poloostrohranné, zřídka polozaoblené, vzácně zaoblené. Fe-Mn-písčité agregáty tvoří nepravidelné konkrecionální a ploché tvary. Limonitické konkrece jsou prachovito-jílovité, plochého tvaru. Jílovce jsou okrově rezavé s lasturnatou odlučností. Ve frakcích pod 8 mm je vyšší zastoupení limonitických konkrecí a valounky křemene mají vyšší stupeň zaoblení.

Pískové frakce jsou složeny ze světleokrového křemene (75 %), jehož zrna jsou poloostrohranná, vzácně polozaoblená, Fe-Mn-písčitých agregátu (10—20 %), limonitických konkrecí (2—10 %) a vzácně jsou přítomny jílovce. Limonitické konkrece jsou hojnější ve frakcích pod 1 mm.

Těžká frakce je z více než 90 % tvořena opakními minerály, především Fe-Mn impregnacemi, méně limonitem. Ve zbytku je přítomen hlavně zirkon, vzácně apatit a chlorit. Dále bylo zjištěno několik limonitem povleklých chalcedonových kuliček.

 

Vzorek z výplně odkryté horní etáže lomu

Valounová složka obsahuje především křemen (86 %) a písčité agregáty (12 %). Křemen je dvojího typu, jednak typicky žilný, který tvoří polozaoblené, vzácně až zaoblené valounky, jednak zvětralý korodovaný rozpadavý vybělený křemen, který tvoří poloostrohranné a polozaoblené klasty. Písčité agregáty jsou pevně tmelené uhličitany a dosti limonitizované. Ojediněle jsou zastoupené typické křídové křemenné pískovce až křemence, polozaoblené, křemenné pískovce s vápnitým tmelem, poloostrohranné a velká zrna živce. Žilný křemen a křemence byly pravděpodobně vícenásobně resedimentovány ze starších sedimentu, zatímco korodovaný rozpadavý křemen byl postižen silným alkalickým zvětráváním na místě.

Písková složka obsahuje převážně vybělený rozpadlý zvětralý křemen, který tvoří nepravidelná ostrohranná zrna. 2 % představují písčité agregáty a vzácně je přítomen lesklý idiomorfní ß-křemen.

V těžké frakci převládají opakní minerály, které představují 60—70 %. Jsou tvořeny autigenním limonitem a pyritem, malou příměs tvoří magnetit a Fe-Mn konkrece. Dále je přítomen zejména zirkon (15—20 %) a stabilní minerály rutil, turmalín, titanit, ale i méně stabilní a nestabilní minerály hnědý amfibol, apatit, epidot, glaukofan a topaz.

JV od dómu se pod komínem zachoval profil nejmladší části sedimentární jeskynní výplně (profil I – obr.3). Sedimenty se ukládaly ve formě kužele, tak jak byly vyplavovány z komína. Jedná se převážně o červenohnědý, kalcitem tmelený štěrkovitý písek s dobře opracovanými valouny křemene (velikost 0,5—1 cm) a ojedinělými malými úlomky žlutého pískovce, a dále červenohnědý jílovitý písek s méně četnými valouny křemene velkými do 2 cm. V horní části profilu jsou obnaženy fragmenty sintrových desek, jež jsou tvořeny stébelnatým sintrem bílé až medové barvy, místy s náznakem radiální paprsčitosti. Sklon sintrových poloh je většinou konformní s povrchem kužele a jejich mocnost nepřesahuje 5 cm. V sz. části profilu je nad sintrovou deskou 5 cm mocná poloha červenohnědého středně zrnitého jílovitého písku. V nadloží spočívá 10—15 cm mocný hnědočervený slepenec tvořený z 80 % dobře opracovanými valouny křemene (velkými od 2 do 15 mm) a ostrohrannými úlomky pískovce o velikosti do 1,5 cm. V podloží komplexu sedimentu vystupuje jílovitoprachovitá hlína s šedozelenými jílovitými subhorizontálními smouhami.

 

Obr.4: Výsledky měření paleomagnetismu.

 

 

Paleomagnetický výzkum

Paleomagnetický výzkum jemnozrnných sedimentů tvořících výplň sondy v Aragonitové jeskyni provedl ing. Kočí z Geofyzikálního ústavu ČSAV.

Byla zjišťována jejich magnetická susceptibilita K, intenzita namagnetování a magnetická polarizace. Na přiloženém obrázku jsou graficky znázorněny výsledky na jejichž podkladě lze provést přibližnou interpretaci jejich pravděpodobného stáří. Hodnoty magnetické susceptibility ukazují na velmi slabé zastoupení magnetických minerálů v sedimentu. Z toho vyplývají i velmi nízké hodnoty přirozené remanentní magnetizace Jr0 vzorků, které se pohybují v rozmezí od několika nT do několika desetin nT.

Vzorky byly nejprve demagnetovány v laboratorních podmínkách zemským magnetickým polem. Výsledné hodnoty nasvědčovaly na vysoké procentuální zastoupení viskózní složky remanentní magnetizace RM. Vzhledem k nízkým hodnotám stabilní a metastabilní složky RM bylo použito k demagnetizaci slabých střídavých demagnetizačních polí do maximální hodnoty 6 kA/m.

Hodnoty magnetické deklinace (D) a inklinace (I) odvozené ze zaměřených hodnot magnetické polarizace vzorku po demagnetizaci 6 kA/m (Jr6) vykazují ve spodní části vyšetřovaného profilu jednoznačně zápornou polaritu. Naproti tomu k sedimentaci nejsvrchnější vrstvy docházelo pod vlivem kladné polarity zemského magnetického pole. Hodnoty D a I zjištěné ve střední části profilu charakterizují přechodovou fázi při změně záporné polarity zemského pole na polaritu kladnou. Dráha, po které se pohybuje virtuální magnetický N paleopól od jihu k severu probíhá na západní polokouli v oblasti Tichého oceánu.

Nejmladší známou inverzí obdobného průběhu je nástup kladného Olduvai eventu v záporné Matuyamově epoše. Avšak vzhledem k nízkým hodnotám kladné I po inverzi a postupné změně polarity, kdy dochází k několika protichůdným výkyvům v dráze N paleopólu, lze usuzovat na inverzi staršího data. Nejmladší inverze ze záporné polarity zemského magnetického pole na polaritu kladnou s obdobným charakterem změny byla zjištěna na přechodu ze záporné Gilbertovy epochy do Gaussovy epochy kladné polarity pole. Tato změna je na Coxově stupnici datována stářím 3,4 mil.let. Tím i nejmladší pravděpodobné stáří zkoumané sedimentační sekvence lze omezit tímto datem.

 

Diskuse

Stáří sedimentární výplně Aragonitové jeskyně svědčí o tom, že dutina vznikla nejpozději ve spodním pliocénu.

Po počátečným ukládání písčitých a jílovitých sedimentů byly jeskynními komíny přemísťovány do podzemí písky z výplní krasových depresí, které se vyskytují v bezprostřední blízkosti jeskyně. Dokládá to přítomnost žlutých pískovců a dobře opracovaných křemenných valounů v sedimentární poloze č.14 (obr.2). Poté došlo k ukončení komunikace s povrchovými krasovými depresemi a následovalo ukládání jílů a písků. Minerální asociace těžké frakce těchto písků se nápadně odlišuje od těžkých minerálů ze štěrkovitého písku odebraného z výplně největší krasové deprese odkryté v horní etáži lomu. Písky v jeskyni nemohly v žádném případě vzniknou přeplavením písčitých výplní krasových depresí. Písky mohou pocházet ze sedimentárního pokryvu, který byl později denudován.

Sedimentace pliocenní jeskynní výplně byla ukončena uložením převážně laminovaných jílů, které v horní části obsahují četné manganem bohaté polohy. Na povrchu těchto jílů dlouhodobě stagnovala voda, která vytvořila po obvodu spodní části dómu výklenek typu laugdecke ve smyslu Kempe at al. (1975).

Podle uložení sedimentů a změn mocností jednotlivých poloh v sondě je zřejmé, že transport materiálu probíhal směrem od V k Z (resp. k SZ). V poslední fázi ukládání sedimentů došlo opět k obnovení funkce jeskynních komínů a k jejich vyplnění štěrkovitými písky ze sedimentárních depresí starého krasového povrchu. JV od dómu vytvořily tyto sedimenty vyplavované z jeskynního komína kužel, který erodoval podložní hnědé jíly s černými, manganem bohatými polohami. Ve svrchní části kužele se zachovaly fragmenty desek stébelnatého sintru, jehož stáří je s největší pravděpodobností pleistocenní. Nejmladší proces, který sediment prodělal, je prosycení a zpevnění uhličitanem vápenatým.

Výzkum sedimentární výplně Aragonitové jeskyně ukázal, že nejvyšší části jeskynního systému, jehož aktivním ukončením je dnes vývěr Ivanka, vznikaly během neogénu a ve spodním pliocénu byly z větší části zaplněny sedimenty.

Z hlediska možného proniknutí do volných prostor je zajímavý výsledek měření Dr. Hrdličky z Geologického ústavu ČSAV. Účelem měření bylo zjistit seismoakustickou metodou a pomocí seismického prozařování stabilitu skalního masívu, ve kterém Aragonitová jeskyně vznikla. Při počítačové analýze naměřených hodnot byl zjištěn cizorodý šum, který by mohl souviset se zvukem podzemního aktivního vodního toku (Hrdlička ústní sdělení). Otázkou ovšem zůstává v jak velké hloubce pod sedimentární výplní se možný aktiv nachází. Podle sdělení Dr. Hrdličky by maximální vzdálenost Aragonitové jeskyně a zdroje šumu neměla být větší než 100 m.

 


Literatura: