Území našeho státu je z regionálně geologického hlediska tvořeno dvěma velkými celky (obr. 11.1) s výrazně odlišnou geologickou minulostí: Čechy a většina Moravy a Slezska jsou součástí Českého masivu, východní část Moravy a Slezska patří vnější okrajové části Západních Karpat.
Stavba Českého masivu i Karpat je složitá a dosud ne ve všech aspektech uspokojivě známá. Proto i bližší dělení skýtá řadu otevřených problémů. Hlavní zásady pro regionální geologickou klasifikaci však byly Českou stratigrafickou komisí přijaty a publikovány v roce 1976 (viz. Mísař a kol., 1983 a Chlupáč a kol., 2002), stejně jako konkrétní návrhy dělení Českého masivu a Západních Karpat na našem území. Následující kapitola je podle možností v souladu s těmito usneseními. Názory jednotlivých geologů a geologických škol se však často různí, takže zde uplatněné rozdělení není přijímáno všemi bez výhrad.
Naše státní území je jen malou částí geologické stavby Evropy (obr. 11.1 a 11.2) a mnohé geologické jednotky a regiony pokračují na území okolních států. V těchto případech bude text orientován prakticky výlučně na tu část, která je zastoupena na území České republiky.
Český masiv je zbytkem rozsáhlého variského neboli hercynského orogénu (geologické označení pro pásemné pohoří – horstvo), který byl vyvrásněn při variské (= hercynské) orogenezi (vrásnění) hlavně v intervalu mezi 380-300 miliony let před přítomností, tj. v době od středního devonu do svrchního karbonu. Podle teorie deskové tektoniky byla příčinou vzniku horstva srážka (kolize) desek zemské kůry - staré pevniny Gondwany na jihu a Severoatlantského kontinentu (= Laurussie) na severu.
Původně souvislá pásma variského horstva (variscidy = hercynidy) byla již při svém vzniku i později porušována zlomy v zemské kůře a snižována účinky eroze. Dnes proto vystupují na povrch jen jejich vzájemně izolované zbytky, oddělované pokryvy mladších uloženin (obr. 11.2). Trosky variského horstva můžeme sledovat od jižní Anglie a z Pyrenejského poloostrova přes Francii až do střední Evropy, kde je největším povrchovým zbytkem variscid právě Český masiv (obr. 11.1.1). Jeho okrajové části přesahují z našeho území do Rakouska, Německa a Polska.
Na stavbě Českého masivu se podílejí především horniny prekambrického a paleozoického stáří. Jejich velké celky, zde označované jako oblasti (obr. 11.1.2), spolu před variským vrásněním patrně přímo nesouvisely a teprve procesy variského vrásnění je spojily v pevný, kratonizovaný celek - dnešní Český masiv. Na něm se pak ukládaly pokryvy mladších uloženin.
Horninové celky, které vznikly před variským vrásněním nebo v době jeho působení, se dělí v Českém masivu do pěti hlavních oblastí (obr. 11.1.1.1):
1. Oblast moldanubická (moldanubikum) tvoří j. a jz. část Českého masivu (obr. 11.1.1.1). Budují ji silně přeměněné (metamorfované) horniny prekambrického a paleozoického stáří, převážně biotitické až biotit-amfibolické ruly a migmatity, které jsou prostoupeny intruzivními tělesy hlubinných granitoidních hornin (obr. 11.1.1.2, 11.1.1.3 a 11.1.1.4), jež tvoří dva velké plutonické komplexy (středočeský a moldanubický) a některá další tělesa (z nich je největší třebíčský pluton).
Podle mapovací praxe v moldanubiku se rozlišují tři hlavní skupiny:
1. Jednotvárná skupina (podle terminologie rakouských geologů ostrongská jednotka) je tvořena hlavně biotitickými, biotiticko-muskovitickými a biotiticko-sillimanitickými pararulami s hojným cordieritem v blízkosti kontaktů s variskými granitoidy. V původní formě to nejspíše byly převážně drobové a břidličné sledy f1yšového rázu a různé zrnitosti. Stupeň metamorfózy je většinou vysoký a odpovídá podmínkám amfibolitové metamorfní facie středních a nízkých tlaků.
2. Pestrá skupina (drosendorfská jednotka) obsahuje kromě převládajících pararul i hojná tělesa různých jiných metamorfovaných sedimentů (metakvarcity a kvarcitické ruly, krystalické vápence a dolomity, vápenatosilikátové horniny - erlany, grafitické ruly aj.), dále amfibolity a hojná tělesa metamorfovaných granitoidů - ortorul.
3. Gf‘öhlská jednotka, případně skupina, obsahuje charakteristické granulity a leukokrátní migmatity (křemen-živcové horniny, které krystalovaly úplně nebo částečně z taveniny). Sdružená bývají i menší tělesa přeměněných ultrabazických hornin - serpentinizovaných peridotitů (hadců). U granulitů lze předpokládat vznik z taveniny chudé na vodu, koncentrované na styku zemské kůry a pláště. Odtud se do roztavené hmoty dostaly cizorodé složky - xenolity - o objemu řádů cm3 až km3.
K moldanubické oblasti bývá některými autory řazena i tzv. oblast kutnohorsko-svratecká, která lemuje moldanubikum na severu a od typického moldanubika se liší hlavně nižším stupněm metamorfózy (svory a ruly) a nepřítomností variských granitoidních komplexů.
2. Oblast středočeská neboli tepelsko-barrandienská (různě užívaná synonyma: barrandiensko-železnohorská, bohemikum = centralbohemikum) je tvořena horninami svrchního proterozoika a staršího paleozoika, které lze sledovat severně od moldanubika od západních až do východních Čech (pokračování na západní Moravu je nejisté). Patří sem klasický areál Barrandienu se slabě metamorfovanými horninami svrchního proterozoika a nepřeměněnými sledy staršího paleozoika (kambrium až devon), tzv. metamorfované "ostrovy" (zbytky pláště středočeského plutonu mezi Říčany a Blatnou), domažlické a tepelské krystalinikum v západních Čechách, celky tvořící Železné hory (chrudimské starší paleozoikum, železnohorské proterozoikum, železnohorský pluton, hlinské paleozoikum) a soubory v podloží většiny české křídové pánve. Zda ke středočeské oblasti patří i tzv. letovické krystalinikum na západní Moravě, není jisté.
Starší paleozoikum (kambrium-devon) je zachováno v centrální části mezi Plzní a v. okolím Prahy. Paleozoické sledy zde tvoří základní tvar synklinoria (obr. 11.1.1.5 a 11.1.1.6), jehož stavbu rozpoznal již J. Barrande počátkem 40. let 19. století. Tektonický styl se vyznačuje poměrně jednoduchými vrásovými strukturami směru SV-JZ a převládající jv. vergencí.
Paleozoické celky byly různě vrásnitelné a také intenzita deformací není v různých částech stejná. Nejintenzivněji je postižena centrální část mezi Prahou a j. okolím Berouna, kde jsou charakteristické disharmonicky zvrásněné celky. Disharmonie je závislá na mechanických vlastnostech hornin - snadno vrásnitelné sledy (tzv. nekompetentní, např. deskovité vápence s vložkami břidlic) bývají silně detailně zvrásněné, zatím co homogenní vápencové nebo křemencové sledy, označované jako kompetentní, tvoří jednoduché vrásové struktury větších rozměrů. Západní část paleozoika Barrandienu, od spojnice Beroun-Dobříš k Plzni, se vyznačuje jednoduchými vrásovými strukturami bez vrásových přesmyků a disharmonického zvrásnění.
Od areálu nemetamorfovaných staropaleozoických uloženin v centrálním Barrandienu směrem k periferii, tj. zejména k JZ a SZ, stoupá regionální metamorfóza proterozoických hornin až do sillmanitové metamorfní zóny v tepelském a domažlickém krystaliniku, kde vystupují svory, ruly aj. Protože zde vesměs chybí průkazné staropaleozoické horniny, lze zde účinky variské orogeneze jen velmi obtížně odlišit od účinků orogeneze kadomské. Podle dnes rozšířené koncepce podsunování (subdukce) komplexů saxothuringika pod oblast tepelsko-barrandienskou ve směru od SZ k JV a podle radiometrických měření je možno počátek kolizního procesu klást nejspíše do raného svrchního devonu. To je v souladu jak s poměry centrální části Barrandienu, tak s výskyty paleozoika v podloží české křídové pánve u Hradce Králové, kde přes zvrásněné a anchimetamorfované horniny kladené k ordoviku transgredují metamorfózou nedotčené uloženiny svrchního devonu.
Ve zbytcích pláště středočeského plutonu, zachovaných jako metamorfované "ostrovy", je vrásová stavba podobná jako v Barrandienu a jednotlivé "ostrovy" většinou reprezentují zbytky synklinálních struktur. Účinky případné regionální metamorfózy jsou však překryty intenzivní kontaktní metamorfózou, vyvolanou granitoidy středočeského plutonu (horniny jsou přeměněny v plodové břidlice až kontaktní rohovce s cordieritem, andalusitem aj.).
Ve východnějších částech středočeské oblasti je obdobná situace v Železných horách, kde jsou paleontologicky prokázané horniny staršího paleozoika postiženy epizonální regionální metamorfózou a silným zvrásněním se šupinovitou stavbou. Významné jsou podélné, k SV ukloněné dislokace, podél nichž se pohyby opakovaly i v povariských etapách tzv. saxonské tektoniky. Příkladem je železnohorský zlom omezující Železné hory na jihu.
Zóna slabě metamorfovaného hlinského paleozoika a proterozoika při jv. hranici Železných hor poklesla patrně až během extenzního režimu ve vyšším karbonu a teprve při výstupu železnohorského plutonu byla zformována do zlomy porušené synklinální struktury.
3. Oblast sasko-durynská (saxothuringikum) zasahuje na naše území z Německa pouze svou jv. okrajovou částí. U nás je zastoupena metamorfovanými horninami a převážně variskými granitoidními plutony v Krušných horách a v jejich okolí. Patří sem krušnohorské krystalinikum, krušnohorský pluton, durynsko-vogtlandské paleozoikum (metamorfované) a výskyty krystalinických hornin v areálu oherského riftu. Ten je zčásti vyplněn terciérními sedimenty podkrušnohorských pánví a produkty neoidního vulkanismu. Jižní omezení tvoří hlubinný litoměřický zlom skrytý pod mladšími uloženinami.
Z typické sasko-durynské oblasti (saxothuringika) zasahuje na české území pouze její jv. okrajová část, která tvoří část Krušných hor, Smrčin, krystalinické jednotky v podloží terciérní výplně oherského příkopu (riftu), výskyty krystalinika v okolí Chebu, Dyleně a ve Slavkovském lese (obr. 11.1.1.7).
V Krušných horách a Smrčinách to jsou silně i slaběji metamorfované horniny předpokládaného proterozoického a kambrickoordovického stáří, které jsou součástí antiklinálních a synklinálních struktur zasahujících k nám z německého území. Do těchto struktur vnikají intruze variských granitoidů, které kontaktně metamorfují své okolí a podle interpretací radiometrických měření jsou svrchnokarbonského až permského stáří. V hlavních rysech platí, že metamorfózy přibývá od SZ k JV, což je dobře patrné na německém území a nepochybně souvisí i s hlubším obnažením kořenových částí horstva na JV.
Variské granitoidy tvoří především karlovarský pluton, který je na našem území rozdělen oherským riftem na s. část v Krušných horách a j. část ve Slavkovském lese, v okolí Slavkova vystupuje i jako podloží terciérních uloženin v oherském riftu. Pluton sestává ze dvou řad intruzí. Starší je tzv. horský granit (hlavně středně zrnité muskoviticko-biotitické granity a porfyrické granodiority) s interpretovaným stářím 340-320 Ma. Mladší granity krušnohorské (stáří 300-250 Ma) jsou převážně narůžovělé muskovit-biotitické žuly, postižené různými, hlavně hydrotermálními a pneumatolytickými přeměnami svého minerálního složení.
Smrčinský pluton zasahuje na naše území jen malou částí u Františkových lázní, kde jej tvoří hlavně porfyrický biotitický granit.
4. Oblast západosudetská (lužická, obr. 11.1.1.8) tvoří severní část Českého masivu a na naše území zasahuje jen svou jižní a jv. částí, která je od středočeské oblasti oddělena labským zlomovým pásmem (= labskou linií), u nás skrytým pod uloženinami české křídové pánve. Dělicí linií od moravskoslezské oblasti je východní tektonické omezení (nasunutí) staroměstského pásma mezi Králickým Sněžníkem a Hrubým Jeseníkem. Na našem území patří k západosudetské oblasti krkonošsko-jizerské krystalinikum, lužický pluton, krkonošsko-jizerský pluton a orlickosněžnické a snad i zábřežské krystalinikum.
Novější paleontologické nálezy na české, německé a polské straně této oblasti stejně jako následné interpretace radiometrických měření vyvrátily dříve uplatňovanou koncepci kaledonského stáří hlavních deformačních procesů v lužické oblasti. Dnes hodnotíme západosudetskou oblast sice jako mozaiku regionálněgeologických (= tektonostratigrafických) jednotek s místně odchylnými vývoji, avšak s určující rolí variského vrásnění, které bylo hlavním deformačním procesem.
Většina západosudetské oblasti leží na území Německa (Lužice) a Polska (Kaczawské, Soví a Bardzké hory, části Krkonoš, Orlických hor, Králického Sněžníku aj.). Na české straně sem patří kromě malé části lužického plutonického komplexu a s ním sdružených celků (jizerské ortoruly) varisky konsolidované jednotky, tj. krkonošsko-jizerské krystalinikum, krkonošsko-jizerský pluton a orlicko-sněžnické krystalinikum s Rychlebskými horami ve Slezsku.
Nejrozšířenějšími horninami západosudetské oblasti jsou různé typy rul, především ortorul (jizerské o., krkonošské o., sněžnické o. atp.), ale také biotitických pararul, dvojslídných svorů. Především v slaběji metamorfovaných sledech této oblasti se vyskytují také krystalické vápence (mramory), fylity, amfibolity a zelené břidlice.
Krkonošsko-jizerský pluton patří k typickým posttektonickým granitoidním tělesům a na našem území tvoří Jizerské hory a hlavní hřbet Krkonoš na z. od Sněžky. Pluton vyplňuje jádro klenbovité struktury a také jeho vnitřní stavba je klenbovitá. Pluton tvoří monotónnější, převážně porfyrické biotitické granity s přechody do granodioritů, charakteristické jsou vyrostlice růžově zbarvených draselných živců obklopené bílými plagioklasy, které dodávají charakteristický vzhled partiím těženým jako kvalitní dekorační a stavební kámen ("liberecká žula"). Poněkud odlišný ráz má tzv. tanvaldská dvojslídná žula, která je stejnoměrně zrnitá a tvoří protáhlé těleso při jz. okraji plutonu. Pluton vysílá do svého okolí četné žíly jemnozrnných granitů, aplitů i lamprofyrů a výrazně kontaktně metamorfuje okolní, převážně staropaleozoické regionálně metamorfované celky.
5. Oblast moravskoslezská (obr. 11.1.1.9) reprezentuje východní část Českého masivu, kde k ní patří brunovistulikum (= brunia, svrchnoproterozoický podklad mladších uloženin pokračující i pod jednotky Vnějších Západních Karpat), moravikum (krystalinické celky lemující v. okraj moldanubika, nasunuté na brunovistulikum a jeho obal), silesikum (krystalinické celky Hrubého Jeseníku; obr. 11.1.1.10), žulovský masiv (variský pluton) a moravskoslezské paleozoikum (hlavně mocné sledy devonu a spodního karbonu).
Po etapě hlavních variských (hercynských) orogenních (horotvorných) pohybů nebyly již horninové celky Českého masivu významněji vrásněny a představovaly relativně pevný (konsolidovaný) podklad. Mladší orogenní procesy, jmenovitě alpinského vrásnění v mezozoiku a terciéru, které formovaly alpsko-karpatské oblasti, se zde projevovaly hlavně vznikem četných zlomů s převahou vertikální složky pohybů nebo klenbovitými výzdvihy či poklesy větších regionů. Mladší uloženiny vzniklé po variském vrásnění, tj. přibližně od svrchního karbonu, se označují vzhledem k varisky formovaným jednotkám jako platformní, popř. pokryvné. Jejich regionální geologické dělení se v hlavních rysech shoduje se zachovanými zbytky původních sedimentačních nebo vulkanických prostorů, jimž jsou věnovány jednotlivé kapitoly o geologické minulosti - tam je uvedeno i jejich bližší rozdělení.
Pro většinu této oblasti (obr. 11.1.1.9) mělo variské vrásnění zásadní význam. I když se současné názory na styl variské stavby v mnohých aspektech vzájemně liší, panuje shoda v těchto základních bodech:
1. Účinky variských deformací i metamorfózy jsou nejsilnější v z. částech oblasti a směrem k V jejich intenzity zřetelně ubývá.
2. V témže směru, tj. od Z k V, ubývá variského postižení jednotky brunovistulika, a to od úplného "přepracování" a včlenění do variských struktur až k zachování původního stavu daného kadomskými procesy. Brunovistulikum přitom tvoří prokázané nebo alespoň předpokládané podloží paleozoických sledů v celé oblasti.
Pro přehlednost je účelné rozdělit účinky variských procesů na severní a jižnější část moravskoslezské oblasti:
V severní části (Hrubý Jeseník, Nízký Jeseník, hornoslezská černouhelná pánev), jsou nejzápadnějším celkem metamorfované horniny silesika, které budují Hrubý Jeseník. Regionální geologické jednotky zde tvoří ssv.-jjz. směrem protažená pásma se složitou vnitřní stavbou. Směrem od Z k V to jsou:
1. Jednotka velkovrbenská (silně přeměněné sedimenty a mocné vulkanity snad staropaleozoického stáří).
2. Zóna Branné, tvořená převážně epizonálně přeměněnými horninami snad převážně devonského stáří.
3. Keprnická "klenba" - hlavně ruly, svory, migmatity s faciálně pestřejšími zbytky pláště nejistého stáří (patrně varisky přeměněné brunovistulikum).
4. Zóna (skupina) Červenohorského sedla (metakvarcity, svory aj.), přecházející na S do jesenického amfibolitového masivu (devon), na J do amfibolitového masivu sobotínského.
5. Desenská "klenba", tvořená v jádře patrně přepracovanými horninami brunovistulika, obklopenými na v. a z. straně paleontologicky doloženými devonskými horninami vrbenské skupiny. Ty jsou progresivně metamorfované od chloritové až do sillimanitové metamorfní zóny.
K pometamorfním a poreformačním jednotkám silesika patří variské granitoidní masivy žulovský a šumperský.
Hlavními oblastmi rozšíření spodního karbonu moravskoslezské oblasti jsou Nízký Jeseník, Drahanská a Zábřežská vrchovina a výskyty v podloží horninových souborů čítaných k Vnějším Západním Karpatům, ověřené hlubinnými vrty (obr. 11.1.1.11).
Spodnokarbonské uloženiny jsou ve své spodní části většinou vyvinuty ve vápencových nebo břidličných faciích, jejichž sedimentace pokračuje ze svrchního devonu. Pak dochází k pronikavé změně a nastupuje kulmský vývoj, který odráží výrazné projevy variské orogeneze. Střídání drob a břidlic v cyklech různých řádů (od centimetrových hodnot do několika set metrů) svědčí o rychlém snosu klastického materiálu ze zvedaných pásem variského horstva. Na tyto sedimenty navazuje svrchněkarbonská sedimentace tzv. produktivního (uhlonosného) karbonu hornoslezské černouhelné pánve (obr. 11.1.1.12).
Jako hornoslezskou pánev označujeme sedimentační prostor přibližně trojúhelníkovitého obrysu, který svým jz. výběžkem zasahuje z polské části Slezska na naše území. Z paleogeografického hlediska patří vnější straně - předhlubni a přilehlé části předpolí variského horstva, a má tedy podobnou pozici jako černouhelné pánve, které lze sledovat od Walesu přes Belgii do severozápadního Německa (ruhrská pánev aj.).
Podloží pánve tvoří brunovistulikum s pokryvem hlavně devonských a spodnokarbonských uloženin. Výplň pánve sestává z klastických svrchnokarbonských sedimentů se slojemi černého uhlí. Jižní omezení pánve není zcela jasné, neboť vrtnými pracemi byla existence její výplně prokázána až u Němčiček na jižní Moravě a původní souvislost s hornoslezskou pánví není v hlubokém podloží mladších uloženin jasná.
Výběžek hornoslezské pánve na našem území dělíme na severnější část ostravsko-karvinskou a jižnější část podbeskydskou. Ty se pak podle praktické potřeby dělí na řadu menších celků. K těm patří na S ostravská a karvinská "oblast", oddělené orlovskou tektonickou strukturou, na J výskyty v okolí Brušperka, Českého Těšína, Frenštátu pod Radhoštěm a Jablunkova. Provozně se s. část označuje jako ostravsko-karvinský revír. Z geologického hlediska je významnější dělení na západněji položenou a mobilnější předhlubeň variského horstva a východnější část platformní. Obě části se liší mocnostmi, výplní i intenzitou tektonického porušení, kterého od Z k V ubývá.
Permokarbonské limnické pánve
Po ukončení hlavních fází vrásových deformací, které charakterizovaly vrcholnou etapu tvorby variského horstva s převahou zkracování prostoru zemské kůry (kompresní režim), nastala etapa postorogenního rozpínání, kdy se mezi vyvrásněnými horskými hřbety vytvářely intenzivně klesající mezihorské (intermontánní) pánve, omezované a porušované zlomy převážně poklesového charakteru. Tak vznikaly u nás tzv. limnické černouhelné pánve (obr. 11.1.1.13), do nichž byl z přilehlých hřbetů přinášen klastický materiál, který se tu hromadil ve velkých mocnostech. V klidnějších etapách se vytvářela jezera a rašeliniště zarůstaná bohatou uhlotvornou vegetací.
Výplň pánví většinou tvoří klastické sedimenty - křemenné pískovce, arkózy, prachovce a jílovce, v menší míře slepence, organogenní uloženiny (uhelné sloje) a sedimenty vulkanogenní (tufy, tufity), které často tvoří stratigraficky významné horizonty. Uloženiny většinou vykazují cyklické opakování různých typů, což svědčí o periodických změnách přínosu v závislosti na klimatických výkyvech, popř. tektonických faktorech. Značný podíl mají ve výplních červenavě a jinak pestře zbarvené sedimenty (viz obr. 11.1.1.14), které mohou nepřímo odrážet klimatické výkyvy: v humidnějších obdobích se usazovaly hlavně jen v periferních částech pánví, v sušších dobách s potlačenou vegetací se rozšiřovaly i do vnitřních částí.
Limnické pánve (obr. 11.1.1.13) se dělí pro přehlednost podle oblastí na pánve středočeské a západočeské, krušnohorské, sudetské (lužické) a výplně příkopových propadlin - "brázd" (boskovická, blanická). Protože v pánvích pokračovala kontinentální sedimentace ze svrchního karbonu do permu bez zásadních změn, nebývá hranice mezi oběma útvary přesně stanovitelná a pánve se označují jako permokarbonské.
Pod pojmem platformní jednotky Českého masivu se obvykle rozumí sedimentární obal jeho výchozových partií (včetně zvrásněného paleozoika a limnického permokarbonu). Vrty ale bylo prokázáno, že platforma masívu pokračuje na Moravě, v Rakousku, Německu a Polsku pod neoidní jednotky a směrem k východu i s neoidními jednotkami dokonce i pod příkrovy Západních Karpat. Pokračování platformy Českého masivu - přesněji pokračování jeho moravskoslezské oblasti (včetně jejího zvrásněného paleozoického obalu) směrem k východu nazýváme na území Moravy „ponořená část masívu“ nebo také jv. svahy českého masívu. K oběma těmto názvům jsou synonymní termíny blok moravských předhlubní nebo depresní blok platformy.
Na výchozové části Českého masivu budují obal platformních jednotek nejčastěji usazeniny svrchní křídy a neogénu. V nepatrné míře jsou zastoupeny sedimenty triasu a jury. Profil obalu je ukončen až kvartérem. Na ponořené části Českého masivu je na Moravě a v Dolním Rakousku platformní obal budován sedimenty jury, svrchní křídy, paleogénu a neogénu a je ukončený kvartérem. Na povrchu je z uvedených jednotek kromě kvartéru jen neogén, který tvoří regionálně geologickou jednotku s názvem karpatská předhlubeň. Směrem k západu zasahují neogenní sedimenty předhlubně daleko do výchozové části Českého masívu, směrem k východu jsou na povrchu ukončeny linií alpidní fronty, tj. výchozovou linií čel karpatských příkrovů. Pod příkrovy však pokračují na území Moravy jak sedimenty neogénu předhlubně, tak i starších platformních jednotek dále k východu (z toho neogén na vzdálenost přes 28 km). Karpatské příkrovy obsahují ve formě tektonických útržků jak části ponořeného Českého masívu (např. útržky svrchního karbonu ve vrtech Krásná 1 nebo Čeladná SV 6), tak i jeho platformních jednotek, zejména neogénu. Proto se třetihorní platformní jednotky ponořené části masívu často označují jako autochtonní paleogén a autochtonní neogén.
Z hlediska patrového členění Českého masívu reprezentuje platformní obal (pokryv) nejvyšší neoidní strukturní patro Českého masívu. Stratigraficky nejvyššími horninami platformního pokryvu jsou uloženiny kvartéru.
Platformní pokryv v Českém masívu a jeho blízkém okolí lze dělit do několika strukturních stupňů. Obvykle jsou to tři stupně s hranicemi jura-křída a křída-terciér. Malkovský (1979 in Mísař 1983) uvažuje o pěti strukturních stupních, reprezentovaných jurou, svrchní křídou, paleogénem, spodním a středním miocénem a konečně svrchním miocénem a kvartérem.
Pro časový interval reprezentující období tvorby platformních jednotek Českého masívu jsou charakteristické dlouhé periody denudace provázené zvětráváním a různé projevy reakcí variské stavby masívu na tlakové síly, jimiž působily alpsko-karpatské jednotky. Strukturní projevy těchto reakcí se shrnují do pojmu saxonská tektogeneze Českého masívu.
Regionálně geologicky se dělí platformní jednotky výchozové i ponořené části Českého masívu podle stáří na komplexy triasu, jury, sporné spodní křídy, svrchní křídy, terciéru a kvartéru. Vzhledem k výraznému neoidnímu vyklenování j. poloviny výchozové oblasti Českého masívu se zachovala hlavní masa nejvýznamnějších platformních jednotek - jednotek svrchní křídy a terciéru - především v s. polovině výchozové oblasti (obr. 11.1.2.1 a 11.1.2.2). Na ponořené části masívu je hlavní část platformních jednotek při hranici s výchozovou částí (předhlubeň a její neogén) a dále uprostřed j. poloviny (jura). Rozšíření i mocnost těchto jednotek jsou mj. řízeny synsedimentární aktivitou zlomů směru SZ-JV, především však tzv. labskou tektonickou zónou.
Jura a spodní křída tvoří nevýznamné denudační relikty na Moravě v okolí Brna a dále v severních Čechách.
Podstatně větší rozsah a význam mají svrchnokřídové uloženiny tzv. České křídové pánve.
Česká křídová pánev je největší dochovanou sedimentační pánví na našem území (obr. 11.1.1.2 a obr. 11.1.2.2). Pokrývá značnou část severní poloviny Českého masivu o ploše asi 14600 km2 a sahá v délce 290 km od okolí Drážďan až na severozápadní Moravu. Původní rozsah pánve byl ovšem ještě větší - lze tak soudit proto, že okrajové uloženiny většinou nejsou zachovány a podlehly křídové erozi. Je pravděpodobné, že pánev ve středních Čechách sahala až k tehdy nízké elevaci Brd, Hřebenů a východněji do Posázaví, i když krystalinické elevace na Kutnohorsku, Kolínsku a v okolí Železných hor naznačují složitý průběh břežní linie se skalnatými mysy a ostrovy. Ploché a jen částečně vynořené elevace západosudetského krystalinika měly zřejmě ráz ostrovů (obr. 11.1.2.1).
Česká křídová pánev byla ve svém počátečním stadiu založena v oslabené a k mobilitě náchylné obloukovité části Českého masivu mezi jeho jádrem, tvořeným moldanubickou krou a Barrandienem, a severní periferií masivu, budovanou horninami sasko-durynské zóny včetně západosudetské oblasti. Následkem pohybů v zemském plášti při procesech alpinského vrásnění, které formovaly alpsko-karpatskou soustavu, byla však oživena subsidence celé zóny oslabené již při variské orogenezi. Po období sladkovodní sedimentace proniklo v době rozsáhlé cenomanské transgrese do klesající zóny moře, které postupně rozšiřovalo svůj areál až do doby spodního coniaku. Ústup moře patrně nastal během stupně santonu, kdy bylo klesání prostoru vystřídáno zdvihovým trendem.
I když mořská záplava trvala patrně jen asi deset milionů let, dosahuje mocnost svrchnokřídových uloženin řádů stovek metrů. Výplň pánve tvoří převážně klastické uloženiny různé zrnitosti, v mořských uloženinách se uplatňuje i sedimentace karbonátová (slíny, slínovce, opuky i vápence).
Z hlediska prostorového rozložení facií je složitější situace v cenomanu, kdy mořská transgrese postupovala v několika fázích do výše položených částí vznikající pánve (obr. 11.1.2.3 a 11.1.2.4). Cenomanské sedimenty jsou svým vznikem i složením různorodé: v nižší části jsou hojné uloženiny říční a jezerní, v blízkosti plochého mořského pobřeží nalézáme usazeniny lagun, pískových bariér a pláží, při skalnatém pobřeží slepence a biogenní vápence a v mělkém moři široce rozšířené křemenné, výše i glaukonitické pískovce. Od doby spodnoturonské transgrese, která definitivně zformovala pánev, lze pozorovat rozrůznění facií do dvou základních typů, které jsou závislé hlavně na přínosu materiálu z pevninských snosových oblastí:
a) Facie kvádrových pískovců, více či méně zřetelně cyklicky zvrstvených, tvořících tělesa o mocnosti až několika set metrů. Litologickým vývojem i kvádrovou odlučností jsou pískovce náchylné k hluboké erozi, která dala vznik tzv. skalním městům v různých částech severních Čech (obr. 11.1.2.5 a obr. 11.1.2.6).
b) Facie vápnitých jílovců a slínovců ("opuk") s přechody do jílovitých vápenců. Vrstevní sledy často vykazují cykličnost různých řádů (např. střídání slínů a karbonátů).
Další oblastí výskytu svrchní křídy na území republiky jsou jihočeské pánve - třeboňská a českobudějovická (obr. 11.1.1.2). Jedná se o dvě nápadné deprese dnes obklopené horninami moldanubika a variskými granitoidy. Pánve vznikly při procesech saxonské zlomové tektoniky během křídy a terciéru jako reakce na horotvorné procesy alpinského vrásnění v alpsko-karpatské oblasti. Hlavní systémy zlomů, aktivních při vzniku i vyplňování pánví, měly směr SZ-JV, stavbu pak dotvářely zlomy směrů SSV-JJZ a S-J. Pánve jsou v dnešním stadiu denudace odděleny krystalinickým lišovským hřbetem, původně však spolu přinejmenším dočasně souvisely. Výplň pánví tvoří sladkovodní svrchnokřídové a terciérní uloženiny.
Svrchnokřídovou část výplně reprezentuje klikovské souvrství. Je to sled klastických sedimentů - níže s převahou bělošedých kaolinických, často arkózovitých pískovců a rezavých železitých slepenců, výše s pestře zbarvenými (hnědočervenými a nafialovělými) prachovci a železitými pískovci a nejvýše opět s převahou šedých pískovců a jílovců, místy se zuhelnatělou drtí rostlinných zbytků a sideritovými shluky. Jde o říční a jezerní uloženiny, které lze rozdělit do tří hlavních a většího počtu menších, často nepravidelných cyklů, charakteristických zjemňováním zrna směrem do nadloží.
Terciérní pánve a vulkanity
Vznik podkrušnohorských pánví v severozápadních Čechách souvisí s odezvou alpinských horotvorných procesů. Po vyklenutí došlo v oslabené sz. části Českého masivu (v blízkosti rozhraní tepelsko-barrandienské a sasko-durynské oblasti) k tektonickému kolapsu - vzniku poklesové zóny (příkopu) sv.-jz. směru, kterou označujeme jako podkrušnohorský prolom nebo také oherský rift. Některé zlomy, zvláště tzv. litoměřický zlom při jv. okraji prolomu, měly hlubinný dosah až do svrchní části zemského pláště a právě podél nich došlo k oživení vulkanické činnosti v areálu riftu od bavorské Horní Falce přes Doupovské hory a České středohoří až do Lužice (obr. 11.1.2.7, 11.1.2.8, 11.1.2.9, 11.1.2.10 a 11.1.2.11).
Příčné tektonické struktury a vulkanická centra rozdělují rift na dílčí úseky - od Z k V to jsou: chebská pánev, sokolovská pánev, Doupovské hory, mostecká (= severočeská) pánev, České středohoří a na SV žitavská pánev (obr. 11.1.2.7).
Při posuzování paleogeografickým poměrů je třeba mít na zřeteli, že v terciéru neexistovaly Krušné hory jako horský pás a krajina sz. od pánví měla ráz mírně zvlněné pahorkatiny. Nebyla tedy překážkou pro odvodňování pánví sz. směrem k širokému zálivu "Severního moře" na území dnešního Německa.
Pánve oherského riftu byly na našem území většinou napájeny toky směřujícími od J nebo JV. V době největších poklesů mohly být pánve vzájemně propojené, avšak situaci komplikují zejména akumulace vulkanických produktů.
Neovulkanity severní Moravy a Slezska
Další výskyty neovulkanitů v rámci Českého masivu se soustřeďují v Nízkém Jeseníku. Výrazné centrum je v okolí Bruntálu, kde rozmístění vulkanických těles naznačuje vazbu na poruchy směru SZ-JV a největší vulkány - Velký a Malý Roudný - leží v místech protnutí těchto poruch s tektonickým pásmem šternbersko-hornobenešovského pruhu. Podle radiometrických interpretací spadá vulkanická činnost do pliocénu až raného pleistocénu (přibližné 3,4-1,2 Ma). Jsou zde zachovány typické stratovulkány s nasypanými kužely a lávovými proudy (Velký a Malý Roudný, Uhlířský vrch – obr. 11.1.2.12, Venušina sopka atd.), ojedinělé jsou výplně přívodních drah, kráterové brekcie (Břidličná), vypreparované žíly a výplň maaru (Lomnice). U Rázové se zachovaly vrstevnaté tufy a tufity, které vznikly spadem pyroklastického materiálu do jezera, jež se vytvořilo přehrazením toku řeky Moravice lávovým proudem Velkého Roudného. Pozoruhodná je až 30 m dlouhá chodbovitá dutina uváděná z báze lávového proudu Venušiny sopky. Petrologicky patří horniny hlavně alkalickým olivinickým bazaltům a nefelinickým bazanitům, které se v některých tělesech vzájemně kombinují. Z Uhlířského vrchu a Venušiny sopky pocházejí nejtypičtější sopečné pumy z našeho území.
Kvartér na území České republiky
Kvartérní sedimenty se dělí z genetického hlediska na tři základní skupiny: ledovcové (glacigenní), terestrické uloženiny nezaledněných (extraglaciálních) oblastí a mimo území České republiky sedimenty mořské.
Naše území leželo v areálu mezi kontinentálním severoevropským zaledněním na S a velehorským zaledněním Alp na J, tj. v oblasti příledovcové neboli periglaciální, kde se sice vliv ledovců v glaciálech výrazně projevoval, avšak skutečné zalednění je prokázáno pouze v severních částech našeho státu a v některých horách.
Podle převládajících procesů se kvartér na našem území dělí na oblasti denudační a akumulační. Akumulační oblasti dále dělíme na areály kontinentálního zalednění a oblasti extraglaciální (Tyráček, Růžička, 1992 in Chlupáč, 2002 – obr. 11.1.2.13).
Glacigenní uloženiny na našem území nalézáme v oblastech, které v pleistocénu pokrývaly buď pevninské (kontinentální), nebo horské ledovce. V severní Evropě známe uloženiny kontinentálních zalednění ze tří posledních chladných období, nazvaných elster (halštrov), saale a weichsel (visla). Sedimenty starších zalednění zde nejsou typicky glacigenní. K ledovcovým uloženinám patří tilly (souvkové hlíny s bludnými balvany vytvářející morény), glacifluviální sedimenty (smíšené říční a výplavové ledovcové uloženiny tvořící ploché sandry, eskery aj.) a glacilakustrinní jezerní sedimenty (široce rozšířené v severní Evropě). Typické jsou tence vrstevnaté varvity, u nichž střídání vrstviček různého materiálu obráží sezónní střídání podnebí.
Na naše území zasáhl okraj severského pevninského ledovce jen dvakrát - v předposledním saalském a ve starším elsterském zalednění. Jejich uloženiny nalézáme ve Šluknovském a Frýdlantském výběžku a v české části žitavské pánve v severních Čechách, na severní Moravě a ve Slezsku v oderské části Moravské brány, na Ostravsku a v přilehlé Podbeskydské pahorkatině, na Opavsku, v Osoblažské nížině, v Žulovské pahorkatině a v okolí Zlatých Hor (obr. 11.1.2.14). Z obou zalednění jsou zachovány uloženiny několika stadiálů a jejich mocnost dosahuje až několika desítek metrů (výjimečně 150 m v přehloubených korytech toků, vytvořených před elsterským zaledněním). V eratickém (souvkovém) materiálu jsou přítomny horniny severoevropského původu, zejména ze Skandinávie a Pobaltí, k nimž patří i známé bludné balvany.
Typickými horninami souvků jsou skandinávské proterozoické žuly rapakivi s červenými živci z Alandského souostroví a jihozápadního Finska, různé typy švédských a baltských granitů a jejich žilných derivátů (porfyrů a porfyritů). Četné nálezy pocházejí zejména z okolí Vidnavy ve Slezsku.
Kontinentální ledovec nejmladšího, viselského zalednění na naše území nezasáhl, neboť jeho jižní okraj zůstal j. od Berlína a s. od Varšavy.
Horské zalednění bylo mohutně vyvinuto v Alpách, kde bylo více velkých ledovců, které vytvářely typický ledovcový reliéf a svými údolními splazy zasahovaly až 100 km od osy pohoří. Na našem území máme pozůstatky horských zalednění pouze na Šumavě, v Krkonoších (největší byl ledovec Obřího dolu), v Hrubém Jeseníku, Králickém Sněžníku a v Beskydech. Jde převážně jen o relikty čelních morén a karovitých uzávěrů údolí z posledního zalednění.
Většina plochy našeho území patřila v pleistocénu příledovcové neboli periglaciální zóně. Její šířka se počítá na stovky kilometrů a má své specifické rysy. V glaciálech se výrazně uplatňovaly exogenní procesy mechanického zvětrávání, které vedly mimo jiné i ke vzniku ostrých tvarů reliéfu. Akumulace gravitací vzniklých uloženin (sutí aj.) i eolických a fluviálních sedimentů naopak "změkčovaly" ostré morfologické tvary. Typický byl vznik trvale zmrzlé půdy - permafrostu.
V periglaciální zóně Evropy, a tedy i na našem území, lze rozlišit oblasti denudační, kde převládala destrukční činnost nad akumulacemi, takže sedimenty jsou zastoupeny v menší míře, a oblasti akumulační, kde se ukládaly nejrůznější bohatě členěné typy kvartérních sedimentů často na velkých plochách. Na našem území převládají oblasti denudační.
Denudačním oblastem patří většinou morfologicky vyšší úrovně - hlavně pahorkatiny a hory. Kvartérní uloženiny zde zaujímají malé plochy a jsou většinou geneticky jednotvárné. Charakteristické jsou morfologické tvary podmíněné opakovanými glaciálními podmínkami prvého řádu.
K akumulačním oblastem s dominantním zastoupením pískoštěrkových říčních teras, spraší, navátých písků a pestré škály dalších sedimentů patří na našem území zejména: 1. Polabí (geograficky členěné na Východolabskou tabuli, Čáslavskou kotlinu a tabuli Dolnojizerskou, Středolabskou a Dolnooháreckou). 2. Podkrušnohorské pánve (chebská, sokolovská, mostecká). 3. České středohoří. 4. Pražská plošina, části Kladenské plošiny a Křivoklátské a Hořovické pahorkatiny. 5. Plzeňská plošina. 6. Moravské úvaly - Hornomoravský úval, část Moravské brány v povodí Bečvy, Vyškovská brána, Dyjskosvratecký a Dolnomoravský úval.
Karpatská soustava je regionálně-geologickým celkem mnohem mladším než Český masiv. Byla zformována teprve procesy alpinského vrásnění, hlavně v intervalu posledního sta milionů let od svrchní křídy do terciéru. Také zde byly určujícím faktorem pohyby litosférických desek, tj. desek zemské kůry, které se pohybovaly spolu se svrchní částí zemského pláště. Hlavní roli zde sehrála kolize jižnější africké desky s varisky konsolidovanou severnější deskou Evropy. Průběh alpinsky zvrásněných horstev, která již nebyla postižena dalšími horotvornými procesy a proto se lépe zachovala než mnohem starší horstva variská, pak můžeme sledovat od Pyrenejí přes Alpy a Karpaty dále k V až do Himálají.
Na naše území zasahuje jen malý úsek vnější části Západních Karpat, tvořený příkrovy mezozoických a terciérních hornin, tj. tzv. flyšové Karpaty. Ty byly na v. okraj Českého masivu nasunuty od J a JV hlavně až během mladšího terciéru - miocénu - přibližně před 15-25 miliony let (obr. 11.2.2, 11.2.3). Za tuto geologicky krátkou dobu neobnažila eroze tak hluboké části zemské kůry, jako tomu bylo u variského horstva, a celková morfologie má mladší ráz.
Ke karpatské oblasti klademe i mořské a sladkovodní uloženiny, které se zachovaly buď v předpolí v tzv. karpatské předhlubni, nebo uvnitř tektonicky pokleslých částí horstva (vídeňská pánev). V karpatské části našeho území rozlišujeme tyto hlavní části (obr. 11.2.1):
1. Flyšové pásmo tvoří tektonicky definované jednotky s charakteristickou příkrovovou stavbou, vyznačené převahou flyšové sedimentace (tj. rytmického střídání písčitých a jílovitých sedimentů) mezozoického a terciérního stáří. Protože příkrovy flyšového pásma byly na sebe nasunovány ve směru od centra pohoří k periferii (v našem případě hlavně od JV k SZ) ve velmi plochých strukturách a násunové plochy byly při periferii horstva většinou téměř horizontální, jsou jednotlivé skupiny příkrovů uloženy nad sebou (obr. 11.2.3). Ve směru od nejvýše ležících příkrovů k nižším to jsou:
a) Magurská skupina příkrovů, kterou tvoří jednotka račanská (faciálně pestré uloženiny spodní křídy-spodního oligocénu), bystrická (paleocén-eocén) a bělokarpatská (svrchní křída-eocén). Magurské skupině příkrovů patří větší část Chřibů, Hostýnsko-vsetínská vrchovina, Bílé Karpaty a Javorníky.
b) Vnější skupina příkrovů s převahou flyšových sedimentů, avšak i s podřízenými horninami neflyšového rázu (hlavně vápenci a silicity). Patří sem jednotka předmagurská (útržky před čelem magurského příkrovu), slezská jura-oligocén v Moravskoslezských Beskydech a v Podbeskydské pahorkatině), zdounecká (spodní křída až oligocén, tvoří útržky v čele magurského příkrovu ve Chřibech), podslezská (faciálně pestré uloženiny křídy až eocénu přesunuté přes karpatskou předhlubeň hlavně v Podbeskydské pahorkatině), ždánická (svrchní křída až transgresivní spodní miocén, v Pavlovských vrších též útržky jurských sedimentů s transgresivní svrchní křídou, tvoří též Ždánický les, jv. část Litenčické pahorkatiny a sz. svahy Chřibů) a pouzdřanská (nejdále k SZ vysunutá silně tektonicky postižená struktura eocenních až spodnomiocenních hornin před čelem ždánického příkrovu mezi Pouzdřany a Slavkovem u Brna, též v Pavlovských vrších).
2. Karpatská předhlubeň na Moravě: podélné deprese založené v předpolí karpatského horstva, vyplněné převážně mořskými sedimenty miocenního stáří a sladkovodními sedimenty pliocenními. Leží diskordantně na horninách Českého masivu prekambrického až paleogenního stáří, na V se noří pod přesunuté příkrovy flyšového pásma. Podle stavby a stratigrafického rozsahu výplně se člení na část jižní (od rakouské hranice po osu nesvačilského příkopu), střední (po s. omezení Hornomoravského úvalu) a severní (po hranici s Polskem na S). Ve střední části je předhlubeň porušena strukturou Hornomoravského úvalu a Mohelnické brázdy (s výplní terciérních sedimentů). Na S zasáhla miocénní transgrese do opavské pánve.
3. Vídeňská pánev na Moravě: vnitrohorská pánev vyplněná neogenními mořskými a sladkovodními sedimenty, zasahující na naše území z Rakouska a Slovenska pouze svou sv. částí (od okolí Břeclavi k Uherskému Hradišti). Podloží pánve zde tvoří příkrovy flyšového pásma. Pánev byla založena systémy hluboko zasahujících zlomů a mocnost výplně dosahuje až několika tisíc metrů (obr. 11.2.4, obr. 11.2.5).
ZPĚT NAHORU ZPĚT NA TEXTOVOU MULTIMEDIÁLNÍ ČÁST ZPĚT NA ÚVODNÍ STRANU
