1. Pozice Českého masivu a Západních Karpat v rámci geologické stavby Evropy.
Česká republika, zaujímá plošně poměrně malé území střední Evropy. Kromě jiných zvláštností, je výjimečná i velmi zajímavým a pestrým geologickým vývojem, který je zaznamenán ve stavbě dnešní zemské kůry především Českého masivu. Historie jejího vývoje zahrnuje podle dosavadních znalostí dlouhý časový interval od staršího proterozoika (paleoproterozoika) až do recentu tj. cca 2,1 mld let. Základní rysy stavby zemské kůry, které se odrážejí v geologických mapách, však území naší republiky vtiskly až relativně mladší etapy geologického vývoje - orogenetické cykly variský a v menší míře alpínský, který ovlivnil zejména východní část republiky – Západní Karpaty. Přestože geologická stavba území České republiky byla systematicky zkoumána již od poloviny 19. století, převratné změny v dosavadních pohledech na interpretaci stavby a vývoje Českého masivu přinesla až aplikace koncepce globální tektoniky litosférických desek, která se začala rozvíjet od šedesátých let minulého století. Ta spolu s moderními metodami radiometrického datování hornin, paleomagnetickými výzkumy i dalšími údaji z oblasti stratigrafie, paleobiogeografie, paleoklimatologie, ale i strukturní geologie a tektoniky přinesla v posledních dvou desetiletích poměrně převratné změny v pohledech na vývoj Českého masivu a Západních Karpat. Území České republiky je, kromě své geografické i geopolitické pozice, také významnou oblastí v geologickém obraze Evropy. Na Moravě se stýkají dvě různě staré součásti Evropy, které se liší geologickým vývojem i geofyzikálními parametry zemské kůry. Čechy a část západní Moravy a Slezska jsou součástí Českého masivu, jednoho z nejvýznamnějších a plošně nejrozsáhlejších fragmentů variského (hercynského) orogénu, který vznikl během devonu a karbonu (cca mezi 380-320 Ma) kolizí perigondwanských mikrokontinentů (tj. mikrokontinentů situovaných ve starším paleozoiku původně při severním okraji gondwanské pevniny) s Avalonií a Baltikou (východoevropskou platformou - obr. 1.4). Východní část Moravy a Slezska náleží k orogénu Západních Karpat, který je jednou z dílčích součástí alpínského orogénu - rozsáhlého horského systému jižní Evropy, který vznikl kolizemi kontinentálních fragmentů situovaných mezi s. okrajem Afriky a varisky konsolidovanou západoevropskou tzv. epivariskou platformou během mezozoika a terciéru. Český masiv a Západní Karpaty se vzájemně liší kromě stáří horninových celků a hlavních deformačně-metamorfních událostí, také rozdílným zastoupení jednotek krystalinického fundamentu a jeho zvrásněného a platformního pokryvu, který v Karpatech, s výjimkou nejmladšího terciéru a kvartéru, téměř chybí. Naopak varisky deformovaný a metamorfovaný podklad mezozoických a kenozoických jednotek vystupuje jen v centrálních Západních Karpatech. V Západních Karpatech převažují suprakrustální nemetamorfované sedimentární formace, což je důsledkem podstatně rozdílného erozního řezu, daného kromě jiných faktorů (geometrie kolize, šířka orogénu aj., termomechanické vlastnosti kůry) i podstatně menším stářím alpínského orogénu. Po vyvrásnění alpínských pohoří získává Evropa zhruba dnešní rysy geologické stavby. Z paleogeografického hlediska však byla zvláště v mezozoiku situace rozdílná. Značná část Evropy byla během tohoto období zaplavena mělkými epikontinentálními moři, ze kterých vyčnívaly jen ojediněle menší či větší elevace variského horstva.
Český masiv - základní charakteristika Český masiv je jedním z největších souvisle vystupujících fragmentů původně rozsáhlého variského (hercynského orogénu), který vystupuje z podloží mladších epivariských platformních sedimentů. Poměrně rozsáhlý variský (hercynský) orogén se formoval postupně během připojování perigondwanských fragmentů k Laurussii (bližší informace viz publikace - Franke, 1989; Franke et al., 2000; Matte, 1986; Matte, 1991; Matte, 1990;Winchester 2002; Ziegler, 1982; Ziegler, 1984) tj. k severněji ležícímu kontinentu, který vznikl jako důsledek kaledonské konvergence Laurentie a Baltiky. Na základě současných koncepcí vývoje kontinentů (Condie, 1989), které vycházejí z uplatnění principů deskové tektoniky, je možno Český masiv interpretovat jako heterogenní celek, složený ze čtyř samostatných regionálních celků - domén, které jsou definovány zejména specifickou stratigrafickou náplní, tektomagmatickým vývojem a tektonickým omezením vůči svému okolí. Této definici v Českého masivu odpovídají:
a) moldanubická oblast (moldanubikum) b) tepelsko-barrandienská oblast (bohemikum), c) saxothuringikum s.l. (sasko-durynská oblast), - saxothuringikum s.s. (krušnohorská oblast) - lugikum (lužická oblast = západosudetská oblast) d) moravosilezikum (moravskoslezská oblast)
Problematická je dosud samostatnost moldanubické oblasti. Má odchylnou litologii, geofyzikální charakteristiky kůry i subkontinentálního pláště (Babuška, Plomerová, 2001; Beránek, Dudek, 1981; Beránek, Zátopek, 1981), tektonické omezení (zcela evidentní je vůči moravsko-slezské oblasti i tepelsko-barrandienské oblasti) a hlavně jiný metamorfní vývoj, daný podstatně hlubší úrovní současného denudačního řezu. Výše uvedené jednotky (viz obr. 1.6), přestože jsou odděleny významnými suturami nebo tektonickými zónami, mají řadu společných znaků zejména v neoprotezoickém a u části z nich i v kambroordovickém vývoji, naopak se významně odlišují v mladší etapě paleozoického vývoje během variské orogeneze. Po jejím skončení je Český masiv postupně transformován v platformní jednotku. Paleomagnetická data ze spodního permu dokládají, že se celá západní, střední a severní Evropa chovala jako jeden celek, označovaný jako severoevropská platforma. Její součástí byl i Český masiv. Během karbonu se postupně stal souší. Na většině území, s výjimkou vnitrohorských depresí dochází k hluboké erozi variského podkladu. Eroze a kontinentální sedimentace byla přerušena pouze na krátkou dobu mořskou transgresí na část území v juře, křídě a terciéru. Kromě ukládání sedimentů v depresích byla tvářnost platformního pokryvu Českého masivu dotvářena též různými typy vulkanických těles křídového až kvartérního stáří.
Základem regionálního členění Českého masivu jsou přirozené geologické hranice, které představují významné suturní linie, případně další typy tektonických hranic (významné násuny, horizontální posuny atd.) oddělující mikrokontinenty (případně menší jednotky, tzv. terány) s různou paleogeografickou proveniencí, litologií a tektonometamorfním postižením, stářím horninových celků, případně s rozdílným charakterem magmatických projevů (viz obr. 1.6). U jednotek platformního pokryvu jsou pak přirozené hranice ve vertikálním řezu diskordance, v horizontálním řezu transgresivní nebo tektonicky modifikované okraje pánví atd. U vulkanických komplexů jejich superpozice, případně vzájemné vztahy k okolním jednotkám. Protože je stanovení přirozených hranic, zvláště u jednotek prvního typu, obtížné a za dosavadního stavu poznatků také dosti subjektivní, je nutno řadu z nich stanovit konvenčně a vycházet přitom ze současného erozního řezu, zobrazeného v geologické mapě. Proto Československá a posléze Česká stratigrafická komise zpracovaly návrhy regionálního členění Českého masivu a české části Západních Karpat, kterého se při popisu jednotek v hlavních rysech budeme přidržovat. Jediným podstatným rozdílem je (v souladu s např. Kachlíkem 2003), že jednotka saxothuringika, rozdělená labskou linií na krušnohorskou a lugickou část, jsou, na rozdíl od (Návrh, 1976; Commission, 1994) považovány z řady důvodů za jednotný celek, i když budou v rámci této práce prezentovány v samostatných kapitolách. Přirozeným dělítkem pro členění jednotek ve vertikálním směru je skutečnost, zda jednotky byly postiženy prevariskými, resp. variskými tektonodeformačními procesy nebo spočívají na varisky zvrásněných jednotkách víceméně subhorizontálně a neprodělaly již výraznější duktilní deformace.
Geologický vývoj Českého masivu v kontextu vývoje Evropy Současná podoba Evropy je výsledkem postupné několikafázové amalgamace (spojení, připojení) kontinentálních bloků k starému jádru Evropy, které představuje východoevropská platforma tj. baltský štít a ruská tabule. Podle posledních údajů je nejstarší fází akrece připojení gondwanských mikrokontinentů situovaných dnes podél Tornquistovy linie v období kambria. K těmto gondwansky derivovaným mikroblokům patřil malopolský blok, pravděpodobně i brunovistulikum. V druhé fázi akrece dochází v průběhu ordoviku a siluru během uzavírání oceánu lapetus a jeho jv. větve Tornquistova moře. Kolize Laurentie (dnešní Severní Amerika a Grónsko) s Baltikou dala vznik novému velkému kontinentu - Laurussii. Horninové celky vysunuté z prostoru zaniklého oceánu a okrajů obou kontinentů daly vznik bivergentnímu kaledonskému orogénu, jehož západovergentní větev je zachována na britských ostrovech, východovergentní větev tvoří západní lem Baltiky. Téměř současně byl z jihu připojen další krustální fragment tzv. Východní Avalonie, který má perigodwanský původ. K amalgamaci tohoto fragmentu došlo po uzavření tzv. Tornquistova moře začátkem siluru. Akrece Evropy pokračovala v průběhu variského orogenního cyklu, kdy se k jižnímu okraji připojila skupina kontinentálních fragmentů tzv. armorické skupiny mikrokontinentů, kterou tvořila Armorika s.s, (jednotky vystupující v armorickém masivu v Normandii a Bretani v sz, Francii), Perunika tj. tepelsko-barrandienská oblast, Saxothuringika a možná i Moldanubia, i když o samostatnosti tohoto fragmentu jsou určité pochybnosti. Před konečným připojením toho archipelagu docházelo v průběhu od středního devonu do spodního karbonu k dílčím kolizím mezi jeho jednotlivými bloky. Subdukce a následné kontinentální kolize jsou indikovány radiometrickými stářími metamorfitů, které vznikaly během subdukčních procesů, tak i nástupem syntektonických flyšových sedimentů. V závěrečných fázích amalgamace armorických mikrokontinentů k Laurussii se uplatnily pohyby na pravostranných střižných zónách paralelních s Tornquistovou linií, které způsobily rotaci bloků proti směru hodinových ručiček a vykliňování jednotek východního okraje Variscid. V menší míře byla šikmá kolize kompenzována též na konjugovaných SV-JZ střižných zónách. V důsledku těchto pohybů získávají jednotlivé zóny variscid charakteristický obloukový průběh. Český masiv lze na základě rozdílů ve stavbě a geologickém vývoji rozčlenit na čtyři autonomní oblasti (podle závazného regionálně geologického členění Českého masivu (Commission, 1994): moldanubickou, tepelskobarrandienskou, sasko-durynskou (rozdělenou mladší labskou tektonickou zónou na oblast krušnohorskou a lužskou = západosudetskou) a moravsko-slezskou. Toto základní dělení odráží existenci čtyř samostatných krustálních fragmentů, oddělených původně oceánskými doménami, jejichž stopu dnes indikují výskyty ofiolitových komplexů a/nebo pásů s vysokotlakými a plášťovými horninami (mariánsko-lázeňský komplex, letovický ofiolitový komplex, modré břidlice železnobrodského krystalinika a Rýchor, vysokoteplotní a vysokotlaké horniny gföhlské jednotky). Paleomagnetická data (Krs et al., 2001;Tait et al., 2000), řada shodných znaků ve vývoji kadomského fundamentu, přítomnost kadomských alkalicko-vápenatých granitoidů, které vznikaly tavením hornin nad subdukční zónou a flyšových sekvencí deformovaných během kadomské orogeneze dokládá, že tyto jednotky byly součástí pásu ostrovních oblouků, případně akrečních komplexů na severním okraji Gondwany. V období na rozhraní proterozoika a paleozoika se tento pás rozkládal v oblasti nízkých jižních zeměpisných šířek. Spektrum získaných stáří z magmatitů, případně z klastických slíd, zirkonů v proterozoických i paleozoických jednotkách ukazuje, že jednotky moravosilezika mají spíše afinitu k amazonskému kratonu (Hegner, Kröner 2001), což ovšem není plně v souladu s představou, že tyto jednotky byly situovány v průběhu kambria v těsné blízkosti Baltiky. Tepelsko-barrandienská oblast byla na konci neoproterozoika situována spíše v blízkosti západoafrického kratonu. Příslušnost moldanubické oblasti lze obtížně hodnotit pro její silné variské přepracování, ale distribuce klastický zirkonů v pararulách (Gebauer et al., 1989, Kröner et al. 1988), přítomnost paleoproterozoických a mezoproterozoických a kadomských ortorul v moldanubiku spíše podporuje také jeho afinitu k západoafrickému kratonu (Wendt et al., 1993). V případě severní části Českého masivu (Lugika = Západních Sudet) jsou údaje dosud rozporné (Crowley et al., 2001; Hegner, Kröner, 2001). Litologický vývoj svrchního proterozoika, tektomagmatický vývoj a metamorfní postižení svědčí, že nejvíce shod v neoproterozoickém vývoji existuje v rámci armorické skupiny kontinentů mezi armorickým masivem a tepelsko-barrandienskou oblastí. Poměrně úzké vazby existovaly v neoproterozoiku i mezi tepelsko-barrandienskou a sasko-durynskou oblastí. Prevariský geodynamický vývoj jednotek můžeme rozdělit do dvou etap: neoproteozoické a staropaleozoické. Neoproterozoický vývoj lze nejlépe dokumentovat v tepelsko-barrandienské oblasti nebo ve varisky slabě přepracovaných oblastech saxothuringika. V litologickém záznamu je patrný přechod do režimu aktivní subdukce ve svrchní části kralupsko-zbraslavské skupiny, který byl doprovázen vznikem ostrovních oblouků a následně vytvářením akrečního klínu flyšových sedimentů nad subdukující oceánskou litosférou. Během kambria subdukce vyznívá a aktivní okraj se transformuje v okraj pasivní. Části konsolidované panafrickou orogenezí se v průběhu kambria začaly oddělovat od mateřské gondwanské pevniny. Vzniká systém riftů, podle kterých došlo k rozdrobení původně poměrně souvislého avalonsko-kadomského pásu mikrokontinentů. Paleomagnetická, paleobiogeografická data a analýza klastických slíd a zirkonů ukazují, že nejdříve a nejrychleji se oddělila východní Avalonie a fragmenty vystupující na východní periferii Českého masivu (brunovistulikum, malopolský masiv, případně lysogorská jednotka svatokřížských hor - např. Belka et al., 2001). Malopolský masiv a brunovistulikum se dostaly do přímého kontaktu již v průběhu kambria. Později na pomezí kambria a ordoviku se začínají oddělovat i zbylé armorické mikrokontinenty. Oddělování těchto mikrokontinentů je kromě paleomagnetických záznamů indikováno i rozsáhlým bimodálním riftovým vulkanismem a magmatismem, jehož počátek spadá do období mezi 520-480 Ma (tj. rozhraní kambria a ordoviku). Tento magmatismus je sledovatelný zejména podél okrajů postupně se oddělujících bloků v celém prostoru armorické skupiny kontinentů. Změny tektonického režimu na rozhraní kambria i ordoviku způsobily, že kambrický sedimentační cyklus, spjatý částečně s vývojem kadomským, je ostře oddělen od cyklu ordovicko-devonského v tepelsko-barrandienské jednotce nebo v saxothuringiku ordovicko-spodnokarbonského. Zrychlení rozpínání původně kontinentálních riftů pak postupně vedlo ke vzniku Rheického a naopak uzavírání Tornquistova oceánu. Z paleomagnetických dat i paleoklimatických indikátorů (Krs, Pruner, 2001) je patrné, že např. tepelsko-barrandienská oblast se postupně přesouvala z nižších jižních zeměpisných šířek (v ordoviku cca 40° j.š., 20° j.š. v siluru) na severní polokouli. V devonu byla v rovníkové tropické oblasti, v průběhu spodního karbonu překročila rovník. Extenzní režim v těchto kontinentálních fragmentech přetrval až do spodního devonu, kdy se tektonický režim s nástupem variské orogeneze začal měnit na kompresní. Proto jsou staropaleozoické sledy, které se ukládaly na pasivních okrajích těchto fragmentů ve většině jednotek, kde máme paleontologické doklady, převážně souvislé. Samostatnost brunovistulika opodstatňuje i odchylný staropaleozoický vývoj. Na zvrásněném metamorfovaném kadomském podkladu spočívá diskordantně nově zjištěné kambrium (Jachowicz, Přichystal, 1997). Ordovické sledy na našem území chybí, silur je znám jen z malého výskytu u Stínavy (Kettner, 1935). Devonsko-karbonský cyklus začíná velkou diskordancí. Bazální klastika, která mají charakter typických klastických sedimentů facie "old red" a spodnokarbonský flyš ukazuje, že brunovistulikum bylo v tomto období již součástí Laurussie a bylo tedy předpolím spodnokarbonsky k východu nasouvaných jednotek lugodanubika (tj. moldanubika a lugika). Další odlišností je i rozsáhlý svrchnodevonský rifting kontinentální kůry brunovistulika, který způsobil značnou faciální diferenciaci sedimentů v prostoru devonských pánví brunovistulika. Variská orogeneze byla důsledkem vzájemných kolizí armorických mikrokontinentů a jejich finální amalgamace (připojení) k Avalonii a Brunovistuliku. V Českém masivu se jedná o kolize tepelsko-barrandienské desky s moldanubikem a saxothuringikem, následované finálním amalgamací tohoto celku k variskému předpolí, které tvořil na S a SZ kaledonsky konsolidovaný blok východní Avalonie a na SV Brunovistulikum. Rozdíly ve variském vývoji čtyř základních jednotek Českého masivu jsou dány jejich různým postavením v armorické skupině mikrokontinentů, které do procesů variských kolizí vstupovaly ve značných časových odstupech. Geometrie subdukčních zón, která do značné míry determinovala i pozdější procesy kontinentálních kolizí, zejména vergence násunových pohybů na rozhraní kolidujících fragmentů. Řídícími suturami, které kontrolovaly procesy variské orogeneze byly sutury: gföhlská a její ekvivalenty v centrálním francouzském masivu (jihobretaňská) a Iberském poloostrově (galicijská), tepelská (sutura mezi tepelsko-barrandienskou oblastí a saxothuringikem) a rheická resp. rhenohercynská, mezi Avalonií a s. okrajem saxothruringika. V rheické sutuře byla již v průběhu paleozoika konzumována oceánská kůra Rheického oceánu, čímž došlo k přiblížení armorické skupiny mikrokontinentů k Avalonii. Ve středním devonu se však mezi Avalonií a Saxothuringikou začal otevírat tzv. Rhenohercynský oceán, který byl uzavřen až při finální amalgamaci celé skupiny armorických mikrokontinentů k Avalonii. Z těchto sutur jsou postupně obdukovány horniny ofiolitové asociace, případně vysokotlaké asociace na okraje kolidujících mikrokontinentů. Nejdříve se uzavírala gföhlská sutura mezi moldanubickým a tepelsko-barrandienským mikroblokem (na základě analogie s centrálním francouzským masivem to bylo patrně v rozmezí siluru a spodního devonu). Z této sutury byly vysunovány metamorfované komplexy většinou s prekambrickými a staropaleozoickými protolitovými stářími směrem k jihu a v případě Českého masivu k jihovýchodu. Ztluštěná moldanubická kůra byla silně zahřátá, čímž došlo během spodního karbonu k rozsáhlé parciální anatexi hornin a vzniku rozsáhlých granitoidních těles. Rychlá exhumace ztluštěného orogenního kořene způsobila jeho hlubokou erozi až na úroveň střední kůry. Proto v moldanubiku chybí méně metamorfované nebo nemetamorfované suprakrustální jednotky. Tepelská sutura, která tvoří dnešní geologickou hranici tepelsko-barrandienského mikrobloku a saxothuringika, se uzavírala taktéž v devonu, k obdukci vysokotlakých hornin docházelo v období ke konci středního devonu (cca 380-370 Ma). Horniny z hlubších partií sasko-durynského oceánu a obou kontinentálních okrajů byly vysouvány směrem k SZ na sasko-durynský autochton. V důsledku vyklenování sz. okraje tepelsko-barrandienské oblasti došlo k vytvoření prográdní variské metamorfní zonálnosti a ukončení sedimentace v pražské pánvi během givetu. Podsunováním oceánské kůry pod sz. okraj tepelsko-barrandienské oblasti se v době v intervalu cca 370-330 Ma vytvářel magmatický oblouk reprezentovaný dnes zejména CA granitoidy středočeského plutonu a dalšími tělesy, které dnes vystupují při j. a jv. okraji tepelsko-barrandienské oblasti. Vysokotlaké komplexy münchberské kry, reprezentující zbytky oceánské domény, byly při následné kolizi přesunuty na značné vzdálenosti na sasko-durynské předpolí, kde dnes zaujímají pozici tektonických bradel. Nejexternějšími suturami variscid jsou sutury rheická a rhenohercynská. Starší sutura rheická, která se uzavřela již v průběhu devonu je indikována alkalicko-vápenatým vulkanismem a výšetlakou, nízkoteplotní (HP-LT) metamorfózou v oblasti tzv. severní fylitové zóny na pomezí saxothuringika a rhenohercynika. Na ní došlo k přiblížení armorické skupiny kontinentů a Avalonie. Ve středním devonu vzniklá mezi aktivním okrajem saxothuringika a severní fylitovou zónu následnický Rhenohercynský oceán, který se uzavíral až během spodního karbonu. Oceánská kůra při jeho uzavírání subdukovala k jihu pod okraj saxothuringika. Následná kontinentální kolize, způsobila vysunutí devonsko-karbonských komplexů ze sutury směrem k severozápadu na avalonské předpolí. Zároveň však v důsledku zpětných násunů docházelo k deformaci přilehlého okraje saxothuringika, kde se vytvářel klín převážně flyšových sedimentů s opačnou vergencí. Subdukce pod saxothuringikum vyvolávala v horní desce extenzi spjatou s poklesem kůry saxothuringika, na níž se ukládaly mocné devonsko-karbonské sledy doprovázené intenzivní vulkanickou činností. Ekvivalentem rhenohercynské sutury v Českém masivu jsou patrně komplexy na pomezí brunovistulika a lugodanubika, z nichž byly devonsko-karbonské, převážně flyšové, komplexy vysunuty směrem k V na brunovistulické předpolí. Metaofiolity letovického krystalinika, spočívající v podloží moldanubického nasunutí oddělující lugodanubickou zónu od brunovistulika jsou jejím nejpravděpodobnějším reliktem. Postupná migrace tektodeformačních událostí v čase a prostoru od jihu k severu spolu s rozdílnou geometrií hlavních zón zkrácení, vytvořila charakteristickou vějířovitou zonální stavbu variského orogénu, která byla definována již v klasických pracích (Suess, 1926; Kossmat, 1927; Stille, 1951). Na základě stáří protolitů hornin podkladu a variského obalu, hlavních tektodeformačních etap, intenzity metamorfního postižení, pre- a postvariských magmatických projevů, lze vymezit od jihu k severu následující zóny: moldanubickou, sasko-durynskou, rhenohercynskou a subvariskou předhlubeň, které lze sledovat v celém průběhu evropských variscid (obr. 1.4).
Moldanubická zóna se vyznačuje inverzní vnitřní metamorfní stavbou, vysokou intenzitou metamorfózy, přítomností HP-HT hornin, které se odlišují od podobných hornin v jiných zónách vyššími teplotami i tlaky ekvilibrace vysokotlakých paragenezí. TBO, která představuje spolu s Armorickým masivem nejlépe zachované relikty kadomské kůry, překryté zčásti diskordantně uloženými nemetamorfovanými staropaleozoickými sledy, byla dříve považována buď za součást moldanubické oblasti (Kossmat, 1927, Franke, 1989) nebo za součást oblasti sasko-durynské (Ellenberger, 1980, Mísař et al., 1983). Z paleomagnetických údajů a doložených suturních linií, které ji omezují, vyplývá, že tyto jednotky mají v rámci orogénu samostatné postavení. Ukončení sedimentace v devonu a hlavní etapa deformace mezi givetem a famenem ji odlišuje od okolních jednotek, stejně jako přítomnost slabě varisky přepracovaného fundamentu, který se projevuje kladným porušením tíhového pole v porovnání se sousedními jednotkami. Kontrastní metamorfní vývoj ve srovnání s sasko-durynskou a moldanubickou oblastí je způsoben spodnokarbonským poklesem podle extenzních střižných zón západočeské a středočeské (Zulauf et al., 1994). Sasko-durynská oblast se v porovnání s tepelsko-barrandienskou oblastí vyznačuje vyšší intenzitou variského přepracování kadomského podkladu, převážně souvislými nemetamorfovanými nebo slabě metamorfovanými sledy paleozoika v rozsahu kambria až spodního karbonu a devonsko-karbonskou extenzí doprovázenou intradeskovým vulkanismem. Charakteristickým rysem je přítomnost alochtonních reliktů vysunutých z tepelské sutury, které zaujímají nejvyšší strukturní pozici a přítomnost granulitových komplexů v podloží spodnokarbonských flyšových jednotek. Rhenohercynská oblast představuje převážně devonsko-karbonský akreční komplex vysunutý z domovské rhenohercynské sutury mezi Avalonií a Saxothuringikou. Starší horninové celky vystupují na povrch jen zřídka. Vyznačuje se jen slabou metamorfózou a silným zešupinatěním. Magmatické projevy v této zóně již nejsou tak intenzivní. Variská předhlubeň (subvariscikum) přestavuje klasickou předpolní pánev, která vznikla prohybem litosféry před čely dosouvajících se příkrovů rhenohercynika na avalonsko-brunovistulické předpolí. Stratigrafický rozsah zprvu mořské a posléze kontinentální molasy je od namuru do westphalu. Variské vrásové deformace v průběhu jejího vyplňování vyznívají. Charakter flóry i fauny ukazuje, že v této době již neexistovaly v Evropě žádné oceánské bariéry a nově vytvořená variská Evropa tvořila jeden celek s Gondwanou (viz obr. 1.5).
Postorogenní - platformní vývoj Českého masivu Základní rysy stavby fundamentu Českého masivu byly zformovány během variské orogeneze. Od počátku westphalu se Český masiv stal součástí stabilizované variské kůry západoevropské platformy, což ve svém důsledku znamenalo, že začal vystupovat jako jednotný celek, v němž již nedocházelo k větším vzájemným laterálním přemístěním jednotek, k metamorfním přeměnám a s nimi spjatým duktilním deformacím. Většina pozdějších deformací má charakter křehkého porušení, při němž dochází k vertikálním (řád převážně stovek m až prvních km) nebo laterálním pohybům (v řádu km až maximálně desítek km). Většinou jde o varisky založené a později reaktivované zlomy a tektonické zóny, které reagovaly na změny napěťového režimu v litosféře během mezozoika a terciéru během tzv. saxonské tektogeneze, vyvolané deformacemi v předpolí alpského orogénu. Dochází na nich k poklesům, zdvihům (přesmykům) nebo horizontálním posunům, které porušují souvislý průběh jednotek variského podloží. Nejvýznamnějšími liniemi jsou zlomy sz.-jv. (sudetského) směru paralelní s Tornquistovou linií, sv.-jz. (krušnohorského) směru a zlomy ssv.-jjz. směru (založené v závěru variské etapy jako tzv. brázdy - boskovická, blanická, jihlavská). Český masiv je těmito zlomy segmentován do řady bloků, které vykazují v různých etapách různý charakter dominantních pohybů. Platformní sedimenty jsou jen výjimečně postiženy plochými vrásovými deformacemi s velkou vlnovou délkou jako např. vrásy v křídě v okolí orlické pánve, hořického hřbetu, atd. Přechod z orogenního do postorogenního stádia se odehrával v průběhu westphalu (sv. karbon), během něhož vyznívaly duktilní deformace v oblasti předpolních variských pánví. Po ztluštění variské kůry v průběhu kompresních fází variské orogeneze nastal gravitačním kolaps orogénu, který byl doprovázen jednak vznikem často asymetricky omezených vnitřních molasových kontinentálních pánví, které často vznikají poklesem kůry na původně kompresních strukturách (Mattern, 2001). Kromě gravitační komponenty extenze je uvažována ještě složka extenze vyvolaná k jihu subdukující rhenohercynskou oceánskou litosférou, která působila i po úplném uzavření této oceánské domény. Variské molasové pánve lze rozdělit do dvou skupin: starší skupina intramontanních pánví namurskowestphalského stáří je převážně paralelní s hlavními zónami variského orogénu. Po změně v tektonickém režimu, kdy se začaly uplatňovat zejména horizontální pohyby na zlomových systémech sudetského směru a směru SSV-JJZ, vznikla druhá mladší skupina stefansko-permských pánví, které mají často charakter úzkých a hlubokých asymetrických tektonických příkopů. Již od spodního permu (saxonu) můžeme pozorovat zpomalování subsidence a postupné zmenšování rozsahu pánví. Sedimentace variské molasy byla v prostoru Českého masivu ukončena v lugické oblasti až v průběhu triasu. Synkonvergentní granitoidní magmatismus, jehož vrchol je v interních zónách variscid zaznamenán v období mezi svrchním visé a namurem (345-325 Ma), pokračuje intruzemi posttektonických, většinou geochemicky silně diferencovaných granitoidů až do spodního permu. Rovněž projevy vulkanické aktivity plynule přecházejí z orogenního období do postorogenního molasového stádia. Kyselý explozivní magmatismus je rozšířen zejména ve westphalu až spodním stephanu v oblasti středočeských a západočeských pánví. Finální fáze subsekventního intradeskového magmatismu spadá do období od stephanu do autunu. Během této fáze jsou kromě kyselých členů zastoupeny i členy bazické. Ukončení triasové sedimentace můžeme považovat za počátek platformního vývoje Českého masivu. Ten je téměř po celý zbytek triasu a jury vystaven rozsáhlé erozi a peneplenizaci. Jen úzký pruh masivu podél labské tektonické zóny byl zalit ve svrchní juře průlivem moře, který spojoval severoněmeckou pánev s tethydní oblastí. Po krátkém období pak moře z této oblasti opět ustoupilo. Výraznější jurský pokryv mají jihovýchodní svahy Českého masivu, kam periodicky zasahovaly transgrese z prostoru Západní Tethydy. Dlouhé období převažující denudace Českého masivu bylo nahrazeno ve větším měřítku sedimentací jen během eustatického zdvihu hladiny světového oceánů v průběhu svrchní křídy, kdy část Českého masivu podél zlomů labské tektonické zóny poklesla a stála se místem nejprve kontinentální a pak i mořské sedimentace v České křídové pánvi. Při jejím otevírání hrály opět roli sz.- jv. zlomy labské linie, které fungovaly v době jejího otvírání jako horizontální posuny, které umožňovaly pokles dílčích bloků a vytvářely tak akomodační prostor pro ukládání křídových sedimentů (Uličný, 1997). Koncem křídy a v paleogénu dochází v důsledku vrásnění v alpském prostoru k inverzi české křídové pánve. Některé sz.-jv. zlomy, které během ukládání křídových sedimentů fungovaly jako poklesy nebo horizontální posuny, byly v této etapě využívány ke zkracování pánve. Nejznámějším příkladem takto invertovaného zlomu je lužický přesmyk (Adamovič, Coubal, 1999). V terciéru se vytvářely kontinentální pánve menšího rozsahu v oblasti oherského riftu a v jižních Čechách. V preriftovém stádiu se zaplňovaly starší deprese v reliéfu, vlastní riftové stádium je spjato s rychlejší subsidencí pánevního dna a sedimentací několika set metrů miocénních sedimentů. Během sedimentace docházelo podél zlomů omezující zejména jv. okraj riftu k rozsáhlé vulkanické činnosti. Východní okraj Českého masivu, skrytý pod sedimenty předhlubně a vnějších flyšových jednotek Západních Karpat, byl v křídě a paleogénu periodicky zaplavován z prostoru Tethydy. Neogénní výběžky karpatské předhlubně, které vystupují na povrch v souvislém lemu vnějších flyšových Karpat a spočívají diskordantně na různých jednotkách Českého masivu, pronikaly podél starých paleoúdolí daleko k západu do nitra Českého masivu. K platformním jednotkám nedílně patří i různé typy vulkanických těles, křídového až kvartérního stáří, jejichž výskyty se koncentrují zejména podél oherského riftu a podél labské tektonické zóny. Kvartér je obdobím, kdy byl Český masiv po ústupu moře karpatské předhlubně v průběhu terciéru výhradně souší. Je to období velmi krátké v porovnání s délkou ostatních geologických útvarů (cca 1,6 -1,8 Ma). Charakter geologických, zejména exogenních, procesů byl v kvartéru poznamenán existencí rozsáhlých kontinentálních ledovců, které pokrývaly celou značnou část severní Evropy. Naše území se v době staršího kvartéru (pleistocénu) rozkládalo v tzv. periglaciální oblasti (ovlivňované ledovci) mezi severoevropským kontinentálním ledovcem a horským ledovcem, který pokrýval Alpy. Kontinentální ledovec pronikl na naše území pouze dvakrát v období elsterského a sálského zalednění a to pouze do oblasti Frýdlantského a Šluknovského výběžku a na část severní Moravy. Na Šumavě, v Krkonoších a Jeseníkách vznikly malé horské ledovce. Většina území byla v kvartéru oblastí snosu (denudační), k významnější akumulaci sedimentů docházelo jen Podkrušnohoří, Polabí a oblasti moravských úvalů.
Západní Karpaty - základní charakteristika Západní Karpaty jsou jednou z dílčích větví rozsáhlého orogenního pásma tethydních alpid, který se táhne z oblasti Španělska až do jv. Asie. Na území České republiky zasahují jen v nejvýchodnějších oblastech Moravy a Slezska (viz 10. kapitola - obr. 10.1, 10.3). Vývoj Západních Karpat začíná již krátce po skončení variské orogeneze, která dala vznik obrovskému superkontinentu, nazývanému jako Pangea. Počátky vzniku úzkých riftových pánví znamenajících počátek rozpadu Pangey je patrný již v triasu. Během jury a křídy docházelo k jejich rozšiřování a diferenciaci při současném šikmém vzájemném pohybu Afriky a Evropy. Koncem jury se však některé z nich opět začaly uzavírat, což vedlo později až ke kontinentálním kolizí dílčích mikrobloků, které v evropském prostoru proběhlo ve třech vlnách v průběhu jury až spodní křídy (cca 160-120 Ma), svrchní křídy (110-80 Ma) a paleogénu až neogénu (45-12 Ma). Podklad mezozoických a terciérních jednotek, později zvrásněných během alpínského cyklu, kromě oceánských domén, tvoří jak v Alpách tak i Karpatech převážně různé části varisky zformované kůry. Migrace orogenních procesů k severu se v Západních Karpatech projevila v charakteristické zonalitě orogénu, která se stala základem pro jeho vnitřní členění. Karpaty se v současné době dělí od jihu k severu na vnitřní, centrální a vnější Západní Karpaty. Vzhledem k tomu, že jak centrální, tak i vnitřní Karpaty na území České republiky nezasahují, budeme se v příslušných kapitolách zabývat jen jednotkami vnějších Karpat. Vnější Karpaty jsou reprezentovány na území východní Moravy a Slezska dvěma akrečními flyšovými komplexy a karpatskou předhlubní. Starší akreční komplex tvoří křídové, ale převážně paleogénní siliciklastické komplexy magurské skupiny příkrovů bezprostředně přiléhající k bradlovému pásmu, které bylo dříve interpretováno jako součást vnějších Karpat, v současnosti se zvláště jeho vnitřní části interpretují jako součást svrchnokřídovo-staroterciérního akrečního komplexu, který zaujímá pozici v místě předpokládané sutury po oceánské doméně tzv. váhika. V magurské skupině příkrovů v rytmicky zvrstvených jednotkách, které jsou charakteristické pro flyšové pánve, dominují písčité členy nad jílovci, prachovci a hrubšími klastiky. Celková mocnost sedimentů dosahuje několika km. Frontální části příkrovů této jednotky zasahují až poměrně hluboko na moravsko-slovenské pomezí přibližně k linii Hodonín - V. Meziříčí - Třinec. Zčásti jsou překryty sedimenty vídeňské pánve a svrchnomiocénními a pliocénními sedimenty výplně hornomoravského úvalu. Tento komplex byl zkracován již v průběhu paleogénu, ale k nasunutí na vnější skupinu příkrovů došlo až v průběhu miocénu v závěru uzavírání flyšových pánví (42-23 Ma). Velikost přesunu je odhadována na první desítky km. Mladší akreční komplex je na území Moravy a Slezska tvořen pouzdřanskou, ždánickou, podslezskou, slezskou a předmagurskou jednotkou. Na polském a slovenském území k této skupině příkrovů dále patří jednotky skolská a dukelská. Na rozdíl od předchozí jednotky obsahují sedimenty stratigraficky většího rozsahu od jury až po střední miocén. Kromě flyšových siliciklastických sledů jurského až spodnomiocénního stáří (střídání pískovců, jílovců, slepenců) jsou zvláště ve slezské jednotce obsaženy též karbonáty jurského a křídového stáří, které vystupují buď jako olistolity nebo jako tektonické útržky - bradla v blízkosti násunových linií dílčích příkrovových jednotek. Jednotky tohoto mladšího akrečního komplexu byly v průběhu miocénu nasunuty na karpatskou předhlubeň, která vznikla prohybem předpolí tvořeného kadomským podkladem brunovistulika a jeho paleozoickým a mezozoickým pokryvem. Předhlubeň se začala vytvářet již na rozhraní oligocénu a miocénu, sedimentace v ní přetrvala až do badenu. Převažovala v ní mořská sedimentace. Předhlubeň tvořila řada dílčích pánví, které vznikaly současně s přesouváním flyšových příkrovů. Proto sedimenty předhlubně leží v předpolí příkrovů, na nich i daleko pod jejich čely. V důsledku změn v tektonickém režimu docházelo k rychlým změnám rozsahu pánve, stratigrafickým hiátům a erozi starších sedimentů, které jsou nerovnoměrně vyvinuty v podélné ose pánve. Mocnosti převážně jílovitých a písčitých sedimentů mohou dosáhnout i přes 2 km. V karpatu se v depresích flyšových příkrovů zakládá v oblasti mezi Vídní a Uherským Hradištěm vídeňská pánev, která má velice složitý tektonický vývoj. Patří ke skupině pánví typu pul-apart, které se v Západních Karpatech otevíraly v důsledku transtenze způsobené rotací Karpat vůči severoevropskému předpolí. Mořské písčité a jílovité sedimenty přecházejí postupně během svrchního miocénu do brakických a později jezerních a říčních sedimentů až pliocénního stáří. Mořské miocénní sedimenty obsahují menší ložiska uhlovodíků, v kontinentálních sedimentech se vyvinuly lignitové sloje. Celková mocnost sedimentů dosahuje až 5 km. Ještě mladší pánví tohoto typu je pánev hornomoravského úvalu, která vznikla oživením pohybů na zlomech labské tektonické zóny. Vznikla koncem miocénu a sedimentace několika set metrů mocných kontinentálních sedimentů pokračovala až do pliocénu. Extenze kůry centrálních a jižních Karpatech v prostoru nad k jihu subdukující oceánskou litosférou umožnila rovněž výstup andezitových a bazaltových magmat. Vulkanická činnost vyvrcholila ve středním miocénu, ale omezené míře pokračovala až do pliocénu. K této epizodě náleží drobné výskyty žil trachyandezitů a trachybazaltů v okolí Uherského Brodu, jejichž stáří 16 Ma určené K-Ar metodou spadá do svrchního badenu (Přichystal et al., 1988). |
