10. Vnější Západní Karpaty
Karpaty jsou součástí evropského alpínského orogénu, který se ve dvou větvích - severní a jižní táhne od pobřeží Atlantského oceánu na východ. Severní větev tvoří Pyreneje, Alpy a Karpaty a dále na východ Kavkaz až Himaláje. Pásemná pohoří alpid vznikla postupným uzavřením oceánu Tethys v mesozoiku a terciéru. Tethys se rozprostíral mezi megakontinenty Laurasie a Gondwanou (viz obr. 10.1). Posledním zbytkem oceánu Tethys je Středozemní moře v tektonické sutuře mezi Evropou a Afrikou.
Karpaty se dělí na Západní, Východní a Jižní (obr. 10.1). Na zemí české republiky zasahují jen Západní Karpaty a to pouze jejich vnější zóna, tzv. Vnější Západní Karpaty (obr. 10.2). Západní Karpaty jsou typickým horským řetězcem - pásemným pohořím vyznačujícím se příkrovovou stavbou s výrazným zonálním uspořádáním a polaritou orogenních procesů migrujících v čase od jihu k severu. Morfologické členění Západních Karpat významně ovlivnila terciérní tektonika. Z hlediska horninového obsahu, věku tektonické individualizace jednotek a jejich vzájemných vztahů dělíme Západní Karpaty na dvě základní jednotky - internidy a externidy (obr. 10.2).
Tektonická individualizace (vrásovo-násunové deformační fáze) internid byla ukončena před svrchní křídou (cca 65 Ma), a externidy byly tektonicky dotvořeny v terciéru (30-12 Ma). Jednotky internid obsahují i relikty starší hercynské tektogeneze, která je inkorporovaná do alpínsky jednotek. Tektogeneze Vnějších Západních Karpat začala ve svrchní křídě a skončila v miocénu. Bradlové pásmo bylo vrásněné společně s vnitřními Západními Karpatami a následně ješě jednou společně s Vnějšími Karpatami. To je taky jeden z podstatných důvodů, proč se řadí spíše k vnějším Západním Karpatům. Všechny ostatní tektonické jednotky můžeme zařadit k vnitřním Západním Karpatům, jejichž tektogeneze začala po svrchní juře a skončila před svrchní křídou.
K vnějším Karpatům řadíme čelní předhlubeň a flyšové pásmo. To jsou také jediné jednotky, které zasahují na naše státní území (obr. 10.3, 10.4). Ve flyšovém pásmu rozlišujeme dvě zóny: vnější, reprezentovanou krosněnskou jednotkou a vnitřní magurskou jednotku (obr. 10.3). Magurská jednotka je tektonicky nasunuta na krosněnskou jednotku. Dělící linií vnějších a vnitřních Západních Karpat je bradlové pásmo. Představuje úzkou zónu extrémního zkrácení původního sedimentačního prostoru s mimořádně složitou stavbou. Na území České republiky nevystupuje. Na základě vrtů a především geofyziky - seismiky předpokládáme podsunutí Českého masivu (brunovistulika včetně jeho sedimentárních autochtonních obalových jednotek) pod příkrovy vnějších Karpat až po linii bradlového pásma, tzv. peripieninský lineament (obr. 10.4, 6.1 a 6.4). Bradlové pásmo tedy reprezentuje ve stavbě Západních Karpat diskontinuitu 1. řádu. Vzhledem k tomu, že, jak již bylo výše zmíněno, vystupují na území České republiky jen jednotky vnějších Západních Karpat, s výjimkou bradlového pásma, zaměříme další podrobnější výklad jen na tuto západokarpatských externid.
Vnější Západní Karpaty
Flyšové pásmo
Flyšové pásmo tvoří mohutný akreční klín (odhadovaná mocnost je až 7 km) s příkrovovou stavbou, budovaný souvrstvími nejvyšší jury, křídy a především paleogénu, převážně ve flyšovém vývoji. Původní sedimentační prostor flyšového pásma zanikal postupně od konce paleogénu až do svrchního miocénu v závislosti na procesu subdukce jeho původního podloží pod blok vnitřních Západních Karpat. Při tomto procesu bylo původní podloží úplně pohlcené a sedimentární příkrovy jsou nasunuty (na základě rekonstrukce se odhaduje nejméně 80 km) na své předpolí, kterým je evropská platforma. Evropská platforma, jejíž nedílnou součástí je Český masiv, tvořila vzdálenější severní okraj původního sedimentačního prostoru flyšového pásma. Ve flyšovém pásmu rozlišujeme dvě základní tektonické jednotky, které reprezentují skupiny dílčích příkrovů. Vnější krosněnskou jednotku a vnitřní - magurskou jednotku (viz obr. 10.2, 10.3). Vnitřní magurská jednotka je nasunuta na vnější krosněnskou jednotku.
Krosněnská jednotka (také menilito-krosněnská jednotka) se tektonicky člení na dílčí příkrovové jednotky: pozdřanskou, ždánickou, podslezskou jednotku (také společně se ždánickou jednotkou označovaná jako ždánicko-podslezská jednotka), slezskou jednotku, dukelskou jednotku a predmagurskou jednotku (viz obr. 10.5). Dukelská jednoka nevystupuje na území České republiky. Magurská jednotka buduje podstatnou část flyšového pásma. Zahrnuje dílčí příkrovové jednotky: račanskou, bystrickou, krynickou a bielokarpatskou. Je tvořena hlavně flyšovými sedimenty paleogenního stáří (paleocén - střední oligocén). Křídové sedimenty jsou na dnešním erozním řezu přítomny jen omezeně, i když přítomnost svrchní křídy na bázi příkrovových těles je prokázána. V následujícím textu popíšeme v hlavních rysech chronologicky vývoj vnějších flyšových Karpat na našem státním území od triasu do miocénu, tedy ve stratigrafickém rozsahu všech výše uvedených jednotek (viz obr. 10.5). Triasové horniny jsou v rámci uvedených jednotek na našem území známy jen jako valouny z terciérních slepenců flyšového pásma a ze štěrků spodnomiocénní výplně karpatské předhlubně (Soták 1989). Jejich zdroj není přesně znám, nejspíše však pochází z jednotlivých elevačních struktur (tzv. kordilér) tethydního prostoru. Jurské uloženiny se v moravskoslezské části Západních Karpat vyskytují buďto jako valouny a různě velké bloky (olistolity) přemístěné do mezozoických a terciérních sedimentů flyšového pásma a předhlubně, nebo jako tektonické útržky (bradla) v čele karpatských příkrovů. Tyto výskyty byly v minulosti označovány jako vnější bradlové pásmo. Nejmladší jurské sedimenty jsou součástí sledů slezské jednotky. Spodní jura je známa jen od Lukovečka a je interpretována jako olistolity uvnitř slepenců soláňského souvrství magurské jednotky. Střední jura je rovně známa z valounů a bloků v soláňském souvrství z Koryčan v Chřibech. Svrchní jura má ve Vnějších Karpatech podstatně větší rozšíření a to jak v magurské, tak krosněnské skupině příkrovů. V magurské jednotce jsou to jen valouny a bloky v paleogenních slepencích zejména soláňského souvrství. Za jurské bradlo se dnes považuje výskyt vápenců (kůrovické vápence - spodní tithon až berrias) a slínovců u Kurovic v. od Kroměříže, kde tvoří tektonický útržek (bradlo) v čele magurského příkrovu.
Ve slezské jednotce mají svrchnojurské sedimenty dvojí vývoj: mělkovodní, charakteristický tvorbou útesů, a hlubokovodnější, pánevní. Mělkovodnímu vývoji náleží paleontologicky významný štramberský vápenec (obr. 10.6). Je dnes na známé lokalitě Kotouč u Štramberka považován za akumulaci vápencového detritu, který vznikl rozpadem korálových útesů pokrývajících karbonátovou plošin bašské elevace (kordiléry) na vnějším okraji sedimentačního prostoru slezské jednotky. Hlubokovodnější pánevní vývoj nejvyšší jury v godulském vývoji slezské jednotky představují tzv. spodní těšínské vrstvy (viz obr. 10.7).
Ve ždánické a podslezské jednotce je svrchní jura prokázána jak ve valounech a blocích uvnitř křídových a paleogenních sedimentů, tak v tektonických útržcích - bradlech, k nimž především patří Pavlovské vrchy na jižní Moravě. Litologicky vývoj je velmi podobný jurským sedimentům např. od Štramberka. V Pavlovských vrších je nejstarší jurskou jednotkou klentnické souvrství (tithon, ?oxford). Klentnické souvrství přechází do nadloží do ernstbrunnských vápenců (viz obr. 10.8 a 8.20) stáří tithon až spodní křída. Jsou to převážně světle šedé bioklastické vápence. Mají původ na mělkovodní karbonátové plošině tvořené mj. drobnými korálovými útesy a odtud byly jako karbonátový detrit snášeny do ždánického sedimentačního prostoru (Eliáš, Eliášová 1984).
Křídové sekvence (sedimenty i vulkanické horniny) tvoří spolu s paleogenními sedimenty hlavní část alpínsky zvrásněných flyšových Karpat na našem státním území. Křídové horniny jsou známé z magurské i vnější (krosněnské) skupiny příkrovů flyšového pásma (viz obr. 10.5). Úplný sled od berriasu po maastricht je však doložen jen ve slezské jednotce. Rozdíly v přítomnosti a křídy jsou jednak výsledkem postupné transgrese a překládání sedimentačních pánví v rámci alpínského sedimentačního akrečního klínu od internid na periferii (tj. k S a SZ), jednak důsledkem tektonické redukce dané sunutím příkrovů. Spodnokřídové sedimenty se ve flyšovém pásmu vyznačují převahou tmavých pelagických a hemipelagických uloženin. Rozrůznění ve slezské jednotce na godulský, bašský a kelčský vývoj (viz obr. 10.5) se vyrazněji uplatňuje až ve svrchní křídě.
V godulském vývoji slezské jednotky pokračuje sedimentace spodních těšínských vrstev z nejvyšší jury do křídy. Typické jsou světlé těšínské vápence. Ve valanginu dochází k nástupu flyšové sedimentace, které odpovídá těšínsko-hradišťské souvrství (viz obr. 10.9). Tektonickou aktivitu během spodní křídy odráží silný přínos hrubě klastického materiálu, intenzivní subsidence a submarinní vulkanismus. Ve spodní části hradišťských vrstev těšínsko-hradišťské souvrství kulminuje submarinní ultrabazický alkalický a alkalicko-vápenatý vulkanismus tzv. těšinitové asociace (viz obr. 10.10. Pro svrchní část hradišťských vrstev jsou také charakteristické hojné čočkovité vložky a konkrece pelosideritů, které byly v minulosti hojně těženy a daly vzniknou hutnímu průmyslu na Ostravsku.
Významným členem godulského vývoje jsou veřovické vrstvy. Jedná se o černé, místy prokřemenělé, pyritem bohaté jílovce, odrážející anoxický event, který se uplatnil v aptu v širokých oblastech s. okraje Tethydy. Nadloží veřovických vrstev tvoří lhotecké souvrství (viz obr. 10.5). Navazují svým charakterem na podložní veřovické vrstvy a směrem nahoru v nich přibývá poloh vápnitých jílovců, výše pak s pískovci a organogenními rohovi. V bašském vývoji slezské jednotky se v nejvyšší juře a ve spodní křídě uložily na svahu a úpatí bašské elevace uloženiny těšínsko-hradišťského souvrství (rozsah berrias-cenoman a mocnosti až 500-600 m). Na karbonátové plošině bašské elevace pokračovala mělkovodní sedimentace kopřivnického vápence. Nadloží těšínsko-hradišťského souvrství tvoří bašské souvrství. Jedná se o středně až hrubě rytmický flyšový sled s vápnitými pískovci až vápnitými jílovci. V magurské skupině příkrovů je spodní křída známa především z bradla u Kurovic, které je tektonickým útržkem na čele této skupiny příkrovů. Další útržky vystupují i na řadě dalších lokalit těchto příkrovů v oblasti Chřibů, Hostýnských vrchů a Moravskoslezských Beskyd. Nejstarším členem jsou tlumačovské slínovce, vyvíjející se pozvolna z jurských kurovických vápenců. Reprezentují hlubokovodní distální karbonátový flyš stáří berrias až valangin. V račanské jednotce pokračovala v hauterivu a nižším albu sedimentace flyšových uloženin, odpovídajících vyšší části těšínsko-hradišťského souvrství, veřovickým vrstvám a spodní části lhoteckého souvrství slezské skupiny příkrovů. V bělokarpatské jednotce reprezentuje spodní křídu hlucké souvrství s tmavými jílovci, výše pak střídající se s vápenci a slíny (karbonátový flyš). Ve svrchní křídě si relativně hlubokomořská sedimentace pestrých jílovců, které nahrazují tmavé jílovce spodní křídy, udržuje jednotný ráz ve slezské jednotce i v magurské skupině příkrovů. Stratigrafický rozsah však není všude jednotný. V kelčském vývoji (vnější okraj sedimentačního prostoru slezské jednotky) začíná ukládání pestrých jílovců již v albu a končí v nižším cenomanu, v centrální části - godulském trugu - se pestré jílovce (mazácké souvrství - obr. 10.12) ukládaly od cenomanu do spodního turonu, magurské jednotce pak trvala sedimentace pestrých jílovců od cenomanu až do maastrichtu.
Ve svrchním turonu došlo k zásadní změně v sedimentaci. Pod vlivem orogenních pohybů austrijské a mediteranní fáze alpínské orogeneze vzrostla mobilita prostorů flyšové sedimentace a v turonu končí poměrně jednotný typ sedimentace charakteristický pro spodní křídu. V trogu slezské jednotky se značnou mobilitou se značnou subsidenc se usadilo přes 3000 m mocné godulské souvrství. Jeho spodní čast tvoří drobně rytmický flyš, střední část je vyvinuta jako hrubě rytmický flyš (viz obr. 10.13, 10.14, 10.15) s převahou glaukonitických pískovců. Na godulské souvrství nasedá bazální slepencovou polohou istebňanské souvrství (obr. 10.16). Reprezentují jej mocné polohy pískovců se skluzovými slepenci, střídající se s polohami jílovců. V bašském vývoji je analogií istebňanského souvrství pálkovické souvství.
V magurské skupině příkrovů nastoupila flyšová sedimentace až v campanu. V račanské jednotce se uložilo soláňské souvrství, které má typický flyšový vývoj. Svrchní křída ve zdounecké, podslezské a ždánické jednotce vnější skupiny příkrovů má vývoj vyznačující se naprostou převahou jílovců. V Pavlovských vrších patří svrchní křídě klementské souvrství (vápnité jílovce, vápnité pískovce a písčité vápence) které transgreduje na ernstbrunnské vápence (viz obr. 8.20). Nadložní pálavské souvrství (převaha šedých vápnitých jílovců) spočívá konkordantně na klementském souvrství. Jeho sedimentace probíhala na v mírně anoxickém prostředí šelfu a kontinentálního svahu, kdy během campanu došlo k maximálnímu prohloubení ždánického sedimentačního prostoru. V podslezské jednotce vnější skupiny příkrovů odpovídá svrchní křídě frýdecké souvrství (turon až dan). Převažují šedé až hnědavé vápnité jílovce s laminami drobových pískovců (obr. 10.17). Místy se vyskytují tělesa skluzových slepenců. Odpovídá relativně hlubokovodním sedimentům otevřeného moře. Hrubší klastický materiál byl do pánve přinášen podmořskými skluzy a gravitačními proudy z bašské elevace a okraje kontinentu v předpolí Západních Karpat.
V paleogénu ve flyšovém pásmu Západních Karpat pokračovala mořská sedimentace ze svrchní křídy bez přerušení. Nedošlo k prakticky k žádné podstatné změně v konfiguraci a pozicích flyšových trógů a elevací s výjimkou kelčského a bašského vývoje, kde paleogenní sedimenty chybí. Výrazné jsou rozdíly mezi sedimenty magurské a vnější krosněnské skupiny příkrovů: v první skupině se vyznačují mocným vývojem pískovců (obr.10.18), ve druhé skupině převládají pestré jílové uloženiny. Zásadní rozdíl nastal ve středním a svrchním eocénu, kdy v reakci na pyrenejskou fázi byla ukončena sedimentace v prostoru magurské skupiny příkrovů. V prostoru vnější skupiny příkrovů pokračovala sedimentace do konce oligocénu, případně až do spodního miocénu. S ukončením sedimentace v prostoru magurské skupiny příkrovů souvisí transgrese tethydního moře na jv. okraj Českého masivu, kde byl založen nový sedimentační prostor pouzdřanské jednotky a p laramijském výzdvihu se ukládal také autochtonní paleogén (viz 9. kapitola).
V prostoru magurské jednotky pokračovala v paleogénu flyšová sedimentace jejíž nástup nastal již ve svrchní křídě. Paleogenní flyš však vykazuje značné faciální změny, které byly v neogénu eště zvýrazněny tektonickým sblížením při vzniku příkrovů, když došlo k nástupu kompresního režimu. V bělokarpatské jednotce se vymezují dva odlišné vývoje: vlárský a hlucký. Ve vlárském vývoji je charakteristický drobně až středně rytmický flyš s ojedinělými vložkami vápenci (javorinské souvrství). Nadložní svodnické souvrství představuje typický středně rytmický flyš. Hlucký vývoj se liší především převahou jílovců ve stratigraficky vyšších jednotkách. Jedná se o distálnější turbidita spodní části svahu. Nadložní kuželovské souvrství se vyznačuje flyšovým vývojem s převahou pestrých vápnitých jílovců a vložkami pelokarbonátů. Celkově jde o uloženiny hlubších částí flyšového trógu. V račanské a bystrické jednotce magurské skupiny příkrovů patří paleogénu soláňské, belovežské a zlínské souvrství. Soláňské souvrství reprezentuje dvě facie: facie s převahou středně rytmického flyše a facie s převahou hrubě lavicovitých pískovců a skluzových slepenců s olistolity. Výraznou jednotkou je belovežské souvrství, vyznačující se drobně rytmickým flyšem s pestře zbarvenými jílovci. Odráží období relativního klidu v hlubokovodnějším prostředí. Nejmladší stratigrafickou jednotkou magurských příkrovů je zlínské souvrství (obr. 10.18, 10.19), které je faciálně silně rozrůzněné. Bystrická jednotka magurské skupiny příkrovů má v paleocénu až nižším eocénu vývoj analogický s račanskou jednotkou (soláňské a belovežské souvrství). Rozdílné je nadložní zlínské souvrství, pro nějž se zde užívá označení bystrické souvrství. Jeho typickými znaky jsou silně vápnité jílovce až slínovce a polohy vápenců uvnitř flyšových rytmů. V sedimentačních prostorech vnější krosněnské skupiny příkrovů získala sedimentace na začátku paleogénu po orogenních procesech na konci křídy jednotný ráz. V jednotlivých trozích, z nichž byly později vyvrásněný dílčí příkrovy dominovala pelagická sedimentace jílovitých hornin. Neformálně je tento sled označován jako podmenilitové souvrství, nověji však byly zavedeny označení frýdlantské souvrství v podslezské jednotce a němčické souvrství ve ždánické jednotce (Eliáš, 1998). Celkový ráz sedimentů i faun dokládá vzájemné propojení trogů a dokonalou komunikaci s otevřeným mořem zvláště v nejvyšším eocénu. Významnou litostratigrafickou jednotkou flyšového pásma je nadložní menilitové souvrství. Název je odvozen od vrstevnatého šedého opálu, který vznikl při diagenetických procesech koncentrací SiO2 ze schránek rozsivek (diatom). Toto souvrství má široké rozšíření v jednotkách vnější skupiny příkrovů a je proto základem stratigrafického členění. odpovídá hlubokovodnímu vývoji na spodní části kontinentálního svahu. Ve svrchním oligocénu až spodním miocénu vystřídala pelagickou sedimentaci pod vlivem helvetských a sávských fází alpínské orogeneze flyšová sedimentace, která se projevila v celém sedimentačním prostoru vnější skupiny příkrovů. Reprezentuje, s výjimkou ždánické jednotky, nejmladší součást flyšového pásma Západních Karpat. V předmagurské jednotce sem patří chvalčovské souvrství, ve slezské jednotce krosněnské souvrství, v podslezské jednotce ženklavské souvrství a ve ždánické jednotce ždánicko-hustopečské souvrství. Tyto tzv. krosněnské litofacie se ukládaly ve spodních částech a na úpatí svahů intrapánevních elevací, kam byl turbiditními proudy přinášel klastický materiál od JV, tj. z karpatského orogenního pásma. Přínos klastického materiálu byl kompenzován rychlou subsidencí. Časově nebyl nástup krosněnské litofacie izochronní a postupoval od vnitřního k vnějšímu okraji flyšového pásma.
Neogenní pánve na Moravě
Během neogénu pokračoval vývoj Západních Karpat na Moravě postupným vyzníváním mořské sedimentace ve flyšových pánvích za současné migrace na předpolí - Český masiv. Ve stejném období vznikaly současně i pánve zcela nové, a to jak tektonických depresích v oblasti samotného akrečního klínu (vídeňská pánev), tak před čelem příkrovů (oblast tzv. vnější předhlubně). Sedimentární výplň těchto nových pánví se od flyšových pánví výrazně liší. Ukládaly se v nich molasové sedimenty - mořské, brakické i sladkovodní sedimenty bez typických flyšových jevů. Geneticky samostatná je pánev Hornomoravského úvalu, vyplněna pouze kontinentálními uloženinami. Paleogeograficky patří tyto pánve oblasti Paratethydy, která vznikla na místě severní části původní oceánské pánve Tethys a na okrajových svazích varisky konsolidované evropské platformy, k níž patřil také Český masiv. Během oligocenních a miocénních fází alpínského vrásnění byla Paratethys oddělena vynikajícím pásemným pohořím alpsko-karpatsko-kavkazského oblouku od středozemní oblasti. Ještě ve spodním miocénu se však otevřelo nové propojení obou prostorů transdinárským průlivem a postupně i jinde. Karpatská předhlubeňa vídeňská pánev se tak staly periferní součástí globálního propojení světových oceánů. Koncem badenu se uzavřela transdinárská cesta a pánve karpatsko-pannonské oblasti již jen velmi omezeně komunikovaly s ostatními oblastmi a postupující izolací se postupně vyslazovaly a měnily v zanikající jezerní pánve. Karpatská předhlubeň na Moravě je součástí periferních alpsko-karpatských pánví v předpolí flyšových jednotek. Zahrnuje soustavu miocénních pánví, které v závislosti na postupujícím flyšovém akrečním klínu přesouvaly svůj sedimentační prostor i podélnou osu hlavní subsidence směrem na předpolí na tektonicky i sedimentárně zatěžovaný a ohýbající okraj Českého masivu. Sunutí příkrovů akrečního klínu současné se sedimentací způsobily, že uloženiny předhlubně dnes leží místy pod příkrovy, před nimi i na nich, nebo jsou dokonce do příkrovy začleněny. Díky následné pliocénní a kvarterní denudaci prakticky nezpevněných neogénních sedimentů máme dnes zachovány jen relikty původně rozsáhlejších pánví.
V jz. části pánve na Znojemsku máme vůbec první doložené sladkovodní sedimenty žerotických vrstev (stupeň eger). Prvá dobře dokumentovaná mořská transgrese předhlubně je známa v eggenburgu (viz obr. 10.20). Předhlubeň i vídeňská pánev patřily v té době k jednomu souvislému sedimentačnímu prostoru. Eggenburské moře z jz. části pánve zasáhlo i na Ostravsko do sv. části předhlubně. Dnes jsou zde tyto sedimenty známy z vrtů v osní části dětmarovického výmolu (předneogenní stará říční údolí vytvořená na pohřbeném reliéfu tzv. jihovýchodních svazích Českého masivu) v podloží spodního bádenu a také z jediného povrchového výchozu na ostravsko-karvinském hřbetu z lokality u Jaklovce. Na bázi leží písky a štěrkovité písky, v nadloží následují písčité jílovce. Střední část předhlubně mezi Brnem a hranice n.M. byla zřejmě v ottnangu souší, stejně jako opavsko. Zde však byl činný vulkanismus (např. Otice - viz obr. 10.20) podobně jako na některých dalších lokalitách. Během ottnangu pokračoval ve Vnějších Západních Karpatech kompresní režim (štýrská fáze) což podmiňovalo zvedání areálu předhlubně a omezení spojení s mořskými pánvemi. Charakteristickým souvrstvím ottnangu jsou rzehakiové vrstvy. Jedná se převážně o písky a štěrky s hojnými valouny tmavých jurských rohovců. Ukládaly se v prostředí s proměnlivou salinitou. Ve stupni karpatu pokračuje podsouvání předpolí - Českého masivu pod Vnější Karpaty. Docházelo ke kompresi a postupnému zakřivování karpatského oblouku. Předhlubeň získala dnešní SV-JZ směr a současně došlo k individualizaci vídeňské pánve.
Koncem karpatu se na vnitřní části předhlubně nasunula čela příkrovů, pánev se postupně změlčuje a sedimentace karpatu na severní a střední Moravě končí v úzké depresi před čely příkrovů (viz obr. 10.20, 10.21). Na ostravsku se uložily tzv. svrchní pestré vrstvy se sádrovci (viz obr. 10. 22). Směrem k západu na vyklenutém okraji Českého masivu došlo k rozsáhlé erozi starších miocénních uloženin. Vytvoříl se předbadenský reliéf s relativně hlubokými údolími sudetského směru. Nepřerušená sedimentace mezi karpatem a badenem pokračovala jen na jihu v Dolním Rakousku. Po dosunutí čela příkrovů mezi Mikulovem a Hranicemi do dnešní pozice došlo k nové mořské transgresi do celé, nicméně rozdílně poklesávající karpatské předhlubně. podle výrazných příčných depresí sudetského směru (např. nesvačilský příkop) se začaly zvedat i podélné elevace směru SV-JZ (např slavkovsko-těšínský hřbet). Nástup spodnobadenské transgrese není synchronní. V hlubokých depresích předbadenského reliéfu (např. dětmarovický a bludovický výmol) začíná sled sutěmi a brekciemi. Výše převládají klastika mořského původu (písky, štěrky - na ostravsku označované jako tzv. ostravský detrit). V hlubších a vzdálenějších částech pánve se ukládají vápnité nevrstevnaté jíly, tzv. "tegly". Spodnobádenské záplava se rychle rozšířila daleko k západu na Český masiv. denudační zbytky dokládají na záplavu velké části drahanské vrchoviny, Nízkého Jeseníku atp. Pokles byl největší na Ostravsku, kde spodnobadenské sedimentu dosahují mocnosti až 1100 m. V této druhé fázi transgrese se usadily především vápnité jily - "tegly". v závislosti na podložním reliéfu se utvořily i biohermové mechovkové atp. vápence a vápnité pískovce.
Na Opavsku - v opavské dílčí pánvi - je vývoj odlišný. V nadloží bazálních klastik se nejdříve uložily pestře zbarvené písky a písčité jíly a vložkami lignitu. V této době zde byl aktivní i bazaltový vulkanismus. Ve středním badenu se ukládaly nejprve šedé jíly se stopami výrazného změlčování. Koncem středního bádenu to podmínilo sedimentaci evaporitů (obr. 10.22). Ve svrchním badenu se v zálivu uložily již jen jíly případně s vložkami vápenců. Neogenní sedimenty se následně ukládaly již jen v lokálních depresích, a to jak na starém podkladu českého masivu, tak na uloženinách karpatské předhlubně. Nový sedimentační prostor v předpolí Karpat se koncem miocénu a v pliocénu utvořil v tektonicky predisponovaném území Hornomoravského úvalu a mohelnické brázdy. Poklesem podél zlomů sudetského směru vzniká sladkovodní pánev, vyplňovaná jezerními a říčními sedimenty převážně pliocénního stáří. Poklesové pohyby pokračovaly i v pleistocénu.
Vídeňská pánev Vídeňská pánev se rozkládá mezi Východními Alpami a Západními Karpaty a její větší část leží na územi Rakouska a také Slovenska (viz obr. 10.3). Na území republiku zasahující část je prakticky zhodná s oblastí Dolnomoravského úvalu.
Podloží pánve tvoří především příkrovové jednotky Severních vápencových Alp a Vnějších Západních Karpat. Sedimentační prostor pánve se začíná vyvíjet ve spodním miocénu (eggenburg, ottnang) nejdříve jako dílčí deprese na hřbetech příkrovů (tzv. nesená pánev - angl. termín piggy-back basin, viz obr. 10.23), které jsou sunuty na předpolí s kompresní složkou hlavních napětí orientovanou ve směru SZ-JV. V karpatu se její orientace změnila na S-J což souviselo s levostrannou rotací Západních Karpat vůči předpolí Českého masivu a současně levostrannou směrnou komponentou kolice podél zlomů směru SV-JZ. Pánev tak získává charakter tzv. pánve odtažení (angl. termín pull-apart basin) což se mj. projevuje zrychlenou subsidencí a romboedrickým tvarem pánve (viz obr. 10.24). Ve svrchním miocénu se vídeňská pánev změnila ve vnitrohorskou depresi poklesávající jen podél zlomů na okraji dílčích příkopů (Kováč 2000). Mocnost výplně pánve dosahuje až 5500 m, což je typický rys pánví odtažení (velká mocnost výplně na relativně malém prostoru podmíněném subsidencí podél směrných posunů). Během svého vývoje byla vídeňská pánev většinou propojena s alpsko-karpatskou předhlubní a až do pliocénu také s podunajskou a pannonskou pánví, kam jsou její povrchové toky odváděny dodnes. Mořská sedimentace v pánvi začíná v eggenburgu (viz obr. 10.20) ukládáním pískovců a slepenců (viz obr. 10.25 a 10.26). Při rychlé subsidenci nastupuje sedimentace spodní části lužického souvrství (vápnité jílovce). Počátkem ottnangu se usazovaly vápnité hodonínské písky, nebo suťové slepence. Pokračuící subsidence umožňuje sedimentaci vyšší části šlírového lužického souvrství. Počátkem karpatu proniká do moravské části nová mořská transgrese. Na bázi jsou deltové týnecké písky, nad nimi pak nastupují hlubokovodnější šlíry lakšárského souvrství. Ve vyšším karpatu pánev opět změlčuje a ukládají se šaštínské písky, jejichž fauna dokládá vyslazování a regresi.
Pohyby příkrovů během karpatu zvedly elevace ždánické a pouzdřanské jednotky flyšových Karpat, a tak výrazněji vmezily pánev vůči karpatské předhlubni. Nový tektonický režim ve spodním badenu podmínil otvíraní a subsidenci pánve a další mořskou transgresi od jihu k severu, zdůrazněnou i globálním zdvihem mořské hladiny. Sedimentuje mocný soubor vápnitých jílů (téglů), který je obdobou stejně starých uloženin v předhlubni a dokládá unifikaci spodnobadenského prostoru v celé střední části Paratethydy. V této době vznikla mezi zlomovými pásmy sv.-jz. směru moravská ústřední prohlubeň. Spolu se svým okolím byla zaplňována deltovými sedimenty pestrých jílů žižkovských vrstev. Nadložní hrušecké souvrství znamená opětovné obnovení normální mořské sedimentace vápnitých jílů. U pobřeží se uložily polohy lábských písků a na elevacích bioklastické vápence.
Ve svrchním badenu se pánev změlčila a rozšířila k severu. Převládají písčité až brakické sedimenty. Koncem badenu se pánev stala brakickým zálivem, jen omezeě komunikujícím s otevřeným mořem. Při hranici baden-sarmat se nejdříve uložily sladkovodní jíly a písky. Následují brakické jíly a písky bílovického souvrství. Ve svrchním miocénu - pannonu - pokračovalo postupné omezování spojení s pannonskou pánví. Vídeňská pánev byla již jen mírně brakickým jezerem s okrajovými lagunami a občasnými močály (maršemi). Sedimenty rozlehlejší delty reprezentuje bzenecké souvrství (štěrky, písky). Z okrajových marší vznikly kyjovické lignitové vrstvy (viz obr. 10.27), v jejichž nadloží sedimentovaly mocné písky a vápnité jíly. Následující dubňanské souvrství již dokládá úplné vyslazení pánve s převahou marši. Naspodu je vyvinuta dubňanská lignitová sloj (mocná až 6 m). Sedimentaci na našem území ukončuje sladkovodní gbelské souvrství.
Během pliocénu byly ve vyzdvižené moravské části pánve zaplňovány říčními sedimenty jen dílčí úvaly řek Moravy a Dyje. Díky komplikované litologii a tektonické stavbě příkopů a hrástí byly během vývoje pánve vytvořeny vhodné podmínky pro akumulace plynných a kapalných uhlovodíků - ložisek ropy a zemního plynu. |
