2. Moldanubická oblast
Moldanubická oblast (obr. 2.1) je nejvýchodnější součástí moldanubické zóny variských internid. Rozprostírá v jižní a jihozápadní části Českého masivu (obr. 1.4 a 1.6). Během variské kolize představovala nejvíce ztluštěnou a následně hluboce erodovanou část orogénu, jeho tzv. orogenní kořen. Suprakrustální horniny v ní byly intenzivně metamorfovány v podmínkách vyšší amfibolitové až granulitové facie. Při procesech ztluštění se korové horniny v blízkosti suturních zón dostaly do kontaktu s HP-HT plášťovými horninami (peridotity), které obsahovaly budiny eklogitů, vznikající tavením plášťových hornin za vysokých tlaků nebo metamorfními přeměnami oceánských bazaltů při subdukci oceánské kůry v oblasti předpokládaných suturních zón na styku s tepelsko-barrandienskou a moravsko-slezskou oblastí. V průběhu exhumace byly horniny moldanubika v rozsáhlých areálech intenzivně migmatitizovány a prostoupeny velkými tělesy variských, pozdně kinematických a postkinematických plutonických těles.
Moldanubikum je velmi heterogenní a polymetamorfní jednotkou. Stáří protolitů metamorfitů se pohybují v rozmezí od paleoproterozoika po spodní karbon (van Breemen et al., 1982;Wendt et al.; 1993, Kröner et al., 2000; Kröner et al., 1988). Pro řadu typů hornin však spolehlivá radiometrická data chybí. Detritické zirkony v pararulách pestré skupiny ukazují na heterogenní snosovou oblast v níž byly přítomny zirkony v rozmezí 2,6 Ga - 0,6 Ga (Gebauer et al., 1989), z čehož nepřímo vyplývá maximálně neoproterozoické stáří sedimentace pestré skupiny. Vzácné mikropaleontologické nálezy (Andrusov, Čorná, 1976; Pacltová, 1994; Reitz, 1992) a shody ve faciálním vývoji některých částí pestré skupiny se silurskými a devonskými sedimenty Barrandienu (Chlupáč, 1998) ukazují, že některé partie pestré skupiny by mohly mít i paleozoické stáří protolitu. Staropaleozoická (ordovická) stáří jsou indikována i pro protolity ortorul gföhlské jednotky (Friedl, 1997 Kröner et al., 2000). Hlavní tektonometamorfní procesy, v průběhu kterých vznikla současná stavba moldanubika, jsou přes značný rozptyl radiometrických dat (490 až cca 280 Ma) bezesporu variské. Geologickým dokladem rychlé exhumace moldanubika je složení svrchnovisézských klastik Drahanské vrchoviny (račické a lulečské slepence), které obsahují velké množství valounů a bloků hornin typických pro horninové asociace moldanubika. Strukturní plán moldanubika se vyznačuje obloukovitým průběhem hlavních jednotek. HP-HT horniny alochtonní gföhlské jednotky vystupují převážně na periferii moldanubické jednotky a sledují průběh předpokládané sutury mezi tepelsko-barrandienskou oblastí a moldanubickem. Horniny gföhlské jednotky jsou nasunuty na částečně níže metamorfované parautochtonní suprakrustální komplexy drosendorfské a ostrongské skupiny. V důsledku příkrovových pohybů vznikla typická inverzní metamorfní zonálnost. Výsledná distribuce jednotek byla ještě zvýrazněna vyklenutím centrálních částí moldanubika během intruze centrálního moldanubického plutonu. Vnitromoldanubická příkrovová stavba vznikla ještě před jeho finální kolizí z brunovistulikem např. (Fritz et al., 1996; Petrakakis, 1997). Její rozsah, směry tektonického transportu a stáří jejího vzniku jsou předmětem kontraverzních diskusí (Fritz et al.,1996) a Petrakakis , 1997).
Vymezení Moldanubická oblast můžeme ve shodě s Kachlíkem (2003) definovat jako regionálně geologickou jednotku zahrnující vlastní moldanubikum ss. tj. silně metamorfované komplexy pronikané četnými intruzemi granitoidních hornin, které vystupují na rozsáhlých areálech Českomoravské vysočiny, Šumavy a Českého lesa jižně od kutnohorsko-svratecké oblasti. Dále jsou do moldanubické oblasti řazeny i poněkud méně metamorfované jednotky kutnohorsko-svratecké oblasti, které však mají v jiných znacích např. přítomnosti vysokotlakých hornin řadu shod s moldanubikem ss. V doporučení stratigrafické komise je tato jednotka chápána jako samostatná regionálně geologická jednotka (Návrh, 1976). Přehled vývoje názorů na vymezení a regionální postavení moldanubika je např. uveden v pracích např. (Zoubek, 1988; Franke et al., 2000). Moldanubikum má ke všem okolním jednotkám tj. tepelsko-barrandienské, v prostoru Českého lesa sasko-durynské i moravsko-slezské tektonické omezení. Dnešní styk jednotek je výsledkem variských kolizních procesů a postorogenní extenze během gravitačního kolapsu variského orogénu, které se uplatnily zejména na středočeské střižné zóně tak i zóně západočeské. Styk zejména s tepelsko-barrandienskou oblastí byl využit intruzemi variských granitoidů, které původní charakter hranic zastírají. Na jihu se jednotky moldanubika noří pod sedimenty alpské předhlubně a flyšových jednotek východních Alp na JZ v Bavorsku pod platformní sedimenty permu a mezozoika, i když jsou částečně ovlivněny mladovariskými zlomovými liniemi bavorského křemenného valu a francké linie. Komplexy moldanubika s.s. vystupují vždy v podloží tepelsko-barrandienské a kutnohorsko-svratecké oblasti s výjimkou území na východ od vírského zlomu. Naopak jednotky moldanubika jsou nasunuty na okrajové jednotky moravsko-slezské oblasti (moravosilezikum). Protože charakter tektonických procesů se v době formování základních hranic moldanubika měnil, jsou názory na jejich charakter a vývoj velmi různorodé (přehled Pitra et al., 1999).
Litostratigrafická charakteristika Moldanubikum je v dnešním nejvíce rozšířeném tektonostratigrafickém pojetí představováno v sukcesi od strukturního podloží do nadloží třemi litotektonickými jednotkami ostrongskou, drosendorfskou a gföhlskou (Vrána et al., 1995; Franke, 1989). První dvě jednotky v litostratigrafickém pojetí českých autorů odpovídají monotónní (ostrongská skupina) a pestré skupině (drosendorfská skupina) moldanubika (Zoubek, 1988). Granulitové (leptynitové) komplexy, migmatity a ortoruly gföhlské jednotky byly považovány buď za součást pestré skupiny nebo za samostatnou litostratigrafickou jednotku (kleťskou skupinu - podrobnosti in Zoubek, 1988). Rozlišení těchto jednotek v terénu je velmi obtížné, v řadě případů téměř nemožné. Proto se rozsahy výše uvedených jednotek v různých mapách mohou velmi výrazně lišit. Strukturně nejnižší ostrongská (monotónní) skupina se vyznačuje relativně monotónní litologií. Její rozšíření ukazuje schematicky obr. 2.1. Základní horninovým typem jsou biotit cordieritické pararuly a migmatity, které vznikly metamorfózou převážně rytmicky se střídajících drob a břidlic. Akcesoricky obsahují též sillimanit uzavíraný v cordieritu a zřídka též granát a uzavřeniny staurolitu a kyanitu v plagioklasu. V případě slaběji metamorfovaných "svorových komplexů" jako jsou např. kaplická jednotka, chýnovské svory a svory královského hvozdu u Nýrska na Šumavě jsou zastoupeny i dvojslídné pararuly. Nehojné vložkové horniny tvoří kvarcity a erlány, které vznikly metamorfózou patrně vápnitých poloh. Součástí monotónní skupiny bývají zřídka i tělesa ortorul a eklogitů. Vrcholné metamorfní podmínky pro biotit-cordieritické migmatity bez granátu jsou odhadovány na 720°C při tlaku větším než 4,5 kb (Linner, 1994; Linner, 1996; Petrakakis 1997). Pro pararuly s relikty granátu a staurolitu jsou odhady poněkud nižší (kolem 600°C). Eklogity monotónní a pestré skupiny (Beard et al.1995) se vyznačují nižšími teplotami i tlaky ekvilibrace (615-705 °C, 13,4-15,1 kbar) v porovnání s eklogity gföhlské jednotky. V tektonickém nadloží této jednotky spočívá pestrá (drosendorfská) skupina, která se od svého podloží liší mnohem pestřejší litologií i rozdílnou P-T dráhou. Základním horninovým typem jsou biotit-sillimanitické pararuly, které představují v porovnání s předchozí jednotkou petrograficky i geochemicky zralejší sedimenty. Pestré vložky v nich tvoří hojná tělesa kvarcitů, grafitických hornin, mramorů, kyselých a zejména bazických metavulkanitů tholeiitického nebo intradeskového charakteru. Vrcholné metamorfní teploty a tlaky byly vyšší než u hornin monotónní skupiny a dosahovaly hodnot srovnatelných s granulity gföhlské jednotky (Petrakakis, 1997). Mezi oběma jednotkami lze tedy přepokládat existenci duktilní násunové linie, která byla rozpoznána např. na kontaktu českokrumlovské pestré skupiny s kaplickou jednotkou (Vrána, 1979). Podél tektonických kontaktů těchto jednotek vystupují šupiny ortorul, které vykazují paleoproterozoická (2,1 Ga) resp. mezoproterozoická (1,3 Ga) stáří protolitu. Jejich vztah k pestré skupině je však interpretován rozdílně.
Horniny pestré skupiny vystupují v několika oblastech v jižních a středních Čechách (českokrumlovská pestrá skupina, sušicko-votická skupina, chýnovská oblast), v Posázaví (šterbersko-čáslavská skupina) a zejména jsou rozšířeny v západomoravském moldanubiku a moldanubiku Waldviertelu v Rakousku. Radiometrická data z vulkanických vložek, nálezy mikrofosilií i litologické shody s paleozoikem Barrandienu vedly řadu autorů k názoru, že pestrá skupina je spíše paleozoického než proterozoického stáří. Gföhlská skupina je strukturně nejvyšší jednotkou moldanubika. Vyznačuje se velkou litologickou heterogenitou a přítomností těles HP-HT plášťových hornin (granátických a spinelových peridotitů), eklogitů a skarnů které jsou uzavírány jako budiny nebo větší tělesa uvnitř různých typů korových hornin - migmatitizovaných pararul (obr. 2.2), migmatitů, migmatitických gföhlských rul, ortorul a granulitů, které jsou převažujícími horninovými typy této jednotky. Granulitové komplexy s hojnými ultrabazity jsou hojně rozšířeny zejména v jižních Čechách a v moravské části moldanubika (obr. 1.2), kde má gföhlská jednotka největší plošné rozšíření.
Přes značnou heterogenitu, lze na základě přítomnosti vysokotlakých a plášťových hornin a pozice jednotky převážně na periferii moldanubika, předpokládat, že gföhlská jednotka reprezentuje tektonickou melanž vysunutou z předpokládané moldanubické sutury mezi tepelsko-barrandienskou oblastí a moldanubikem (Matte, 1986). Tomu napovídá i převážně primitivní chemismus bazaltů (srovnatelných s recentními bazalty středooceánských hřbetů). Mladší stavba této jednotky ve východní části moldanubika je již spjata s nasouváním moldanubika jako celku na brunovistulické předpolí během spodního karbonu.
Granitoidní magmatismus Řada radiometrických údajů nasvědčuje, že některé amfibolity, gföhlské ruly i granulity mají staropaleozoické stáří granitoidních protolitů (482-428 Ma - (Franke, 2000). Metamorfní stáří spadají do širokého intervalu mezi 370-335 Ma. Jsou spjaty buď s vrcholnou metamorfózou nebo exhumací jednotek. Jedním ze základních rysů, charakterizujících moldanubikum, je i přítomnost velkého množství rozsáhlých těles variských granitoidů. Granitoidní plutony lze podle jejich prostorové vazby a částečně i podle stáří rozdělit do dvou skupin. K první skupině patří tělesa granitoidů lemujících předpokládanou moldanubickou suturu mezi tepelsko-barrandienskou oblastí a moldanubikem jako je např. borský masiv, babylonský masiv, středočeský pluton a železnohorský pluton. Tato skupina starších, syntektonických, většinou alkalicko-vápenatých granitoidů, intrudovala převážně během variské kolize cca mezi 370-340 Ma. Je srovnatelná s typickými plutonity andského typu, které vznikaly v prostředí magmatického oblouku nad subdukční zónou. Druhá skupina mladších posttektonických těles (cca 335-305 Ma) je mladší než regionální migmatitizace. Jsou spojována s regionální extenzí spjatou s postorogenním kolapsem variského orogénu, během něhož docházelo i k pronikání plášťových tavenin. K zástupcům této druhé skupiny patří tělesa uvnitř moldanubika, zejména centrální moldanubický pluton a jeho satelitní tělíska, plutony durbachitických hornin (Finger et al. 1997; Holub et al., 1997b). Nejmladší vysoce diferencované typy granitoidů a žíly mikrogranodioritů (270 Ma) jsou spjaty až s nejmladšími procesy tvorby permokarbonských brázd (Košler et al., 2001) a korespondují i s nejmladšími projevy magmatismu ve variscidách (Finger et al. 1997).
Středočeský pluton se rozkládá se přibližně mezi Říčany, Táborem a Klatovy na ploše asi 3000 km2 (obr. 2.9). Jeho složité opakované intruze pronikaly k povrchu zřejmě podél významné diskontinuity - středočeské střižné (tektonické) zón. Horniny plutonu kontaktně metamorfují své okolí a tvoří lemy plodových břidlic a rohovců, často s cordieritem. V pruhu mezi Říčany a Blatnou jsou zachovány nesouvislé zbytky pláště plutonu, tvořené kontaktně metamorfovanými proterozoickými a paleozoickými horninami tzv. ostrovní zóny která je řazena ke středočeské oblasti - bohemiku (jednotlivé "ostrovy" jsou většinou zbytky synformních struktur). Regionálně geologické začlenění středočeského plutonu není jednoznačné, neboť právě pluton vystupuje na hranici mezi moldanubikem a bohemikem. K moldanubiku je čítán jen konvenčně vzhledem k složitému pronikání do moldanubických komplexů na JV. Zbytky pláště plutonu však tvoří horniny ostrovní zóny řazené ke středočeské oblasti (bohemiku). Středočeský pluton je vnitřně složitý, a proto označení plutonický komplex je správnější. K nejrozšířenějším a relativně starším horninám patří granodiority sázavského typu, rozšířené hlavně v s. části. Ve střední a jz. části převládají poněkud mladší amfibolicko-biotitické vápenatoalkalické granitoidy (typ kozárovický, blatenský, červenský, klatovský aj.). V jihovýchodní části jsou význačné mladší horniny durbachitového typu, tj. na tmavé minerály bohaté syenity až granity (typ Čertovo břemeno, táborský syenit), které svou látkovou příbuzností a snad i původem mají blíže k moldanubiku než k vlastnímu středočeskému plutonu. Ještě mladší jsou kyselejší, na draslík bohaté granity (např. říčanský typ). Většinu granitoidů doprovázejí i žilné deriváty - aplity a lamprofyry (minety, kersantity, spessartity aj.). Ty mají vztah k určitým typům granitoidů a mohou pronikat i do vzdálenějších částí mimo vlastní plutonický komplex (např. až do barrandienského paleozoika na území Prahy). Podle většiny autorů (např. M. Holub et al. 1997) vznikly granitoidy magmatickou cestou, diferenciací taveniny z hornin pláště (zejména tmavá = mafická magmata) i zemské kůry. K pozdním fázím intruzí patří vedle aplitů a lamprofyrů mineralogicky pozoruhodné pegmatitové žíly a tělesa. Klasické jsou pegmatity od Písku, charakteristické velmi hojným turmalínem, nálezy berylu a produktů jeho přeměn (bertrandit), minerály s Nb, Ta, Ti a vzácnými zeminami (rutil, columbit, písekit aj.). Četné minerály poskytly i pegmatity spjaté s říčanským granitem jv. od Prahy.
Moldanubický pluton zaujímá největší plochu kolem 6000 km2 (obr. 2.10). Jeho povrchové výskyty tvoří dvě větve - východnější větev českou, která vyplňuje jádro antiklinální struktury na Českomoravské vrchovině, a západnější větev bavorskou, která na naše území zasahuje jen nevelkými výběžky na Šumavě. Plutonity lze rozdělit podle posloupnosti intruzí do tří skupin: 1. Starší pozdně synorogenní plutonity, které chladly ve spodním karbonu (330-350 Ma), bývají spojeny s rozsáhlou migmatitizací svého okolí. Jsou to hlavně porfyrické hrubozrnné biotitické granity až granodiority s vyrostlicemi ortoklasu (weinsberský typ), amfibolicko-biotitické granodiority typu Schlierengranit a méně časté kvarcdiority, tonality aj. 2. Poněkud mladší, většinou již postorogenní granitoidy jsou datovány do svrchního karbonu a do svého pláště intrudovaly diskordantně s ostrým omezením. Patří k nim např. dvojslídné granity eisgarnského typu (např. číměřský, landštejnský, melechovský) a různé typy převážně středně zrnitých granitů až monzodioritů (např. mauthausenský typ). 3. Nejmladší, snad až spodnopermské jsou granitoidy freistadtského typu a pod povrchem skrytá, geofyzikálním výzkumem indikovaná tělesa granitoidů s výraznými magnetickými projevy hlavně v prostoru jv. od Nové Bystřice. Posledními magmatity vázanými na extenzní režim po variském vrásnění jsou pně a sloupcovitá subvulkanická tělesa. Žíly se koncentrují zejména v severojižní želivsko-lásenické zóně, s níž jsou sdruženy i kruhovité vulkanotektonické struktury např. u Pelhřimova (Vrána 1990).
Hloubku intruze odhadují Dudek et al. (1992) v j. části až na 15 km, u mladších intruzí na 10 km i méně a v s. části dokonce jen na 2 km (melechovský masiv).
Třebíčský pluton je největším durbachitovým komplexem v rámci moldanubika. Zaujímá plochu trojúhelníkovitého tvaru (asi 500 km2) mezi Polnou, Velkou Bíteší a Moravskými Budějovicemi a podle interpretací geofyzikálních měření má patrně plochý tvar. Menší sdružená tělesa jsou u Nového Města na Moravě, z. od Tišnova a u Vranova nad Dyjí. Převládají ultradraselné granity až syenity bohaté na tmavé minerály se zvýšeným obsahem Mg, K, Rb, es, Th a U. Lem tvoří světlé granitoidy a aplity (včetně extrémně radioaktivního aplitu od Naloučan z v. okraje masivu). Podle radiometrických měření spadá krystalizace do spodního karbonu (Houzar - Novák 1998), hloubku intruze odhaduje Dudek et al. (1992) na 15 km.
Kutnohorsko-svratecká oblast Kutnohorsko-svrateckou oblast, ve shodě s novějšími názory (např. Synek 1993, Kachlík 2003), považujeme za součást moldanubické oblasti, která leží v jejím severním lemu na styku s oblastí tepelsko-barrandienskou. Na východě je v tektonickém kontaktu podél svojanovské mylonitové zóny s jednotkami moravika a letovického krystalinika. Na S je zčásti překryta sedimenty českobrodského permokarbonu blanické brázdy a české křídové pánve. Intruze železnohorského plutonu a úzký pruh hornin hlinské zóny ji rozděluje na dvě jednotky: kutnohorské krystalinikum a svratecké krystalinikum. Od moldanubika se odlišuje nižší metamorfózou, která se projevuje v přítomnosti metamorfního muskovitu v původně sedimentárních litologiích, přítomností červených porfyroklastických ortorul, pravděpodobně kambroordovického stáří a narůžovělých migmatitů, které jsou charakteristickou horninou zvláště ve svrateckém krystaliniku. Kutnohorské krystalinikum se vyznačuje inverzní metamorfní stavbou (Synek, 1993.
Od strukturního podloží do nadloží lze vyčlenit retrográdní horniny ratajské svorové zóny, kouřimskou ortorulu a jejím migmatitový plášť a gföhlskou jednotku, tvořenou migmatity s tělesy granulitů a budinami vysokotlakých hornin (granátických peridotitů, eklogitů). Horniny ratajské zóny mají v silněji retrográdně postižených partiích na styku s podložní pestrou skupinou moldanubika vzhled až svorů, většinou však dominují muskoviticko-biotitické pararuly (Kachlík, 1999). Kromě styku s moldanubikem vystupují v tektonickém polookně v podloží kouřimského příkrovu v centrální části kutnohorského krystalinika Součástí horniny svorové zóny jsou hojné vložky amfibolitů, vápenců a erlánů. Na kouřimskou ortorulu jsou vázána tělesa magnetitových skarnů (Malešov u Kutné hory). Metamorfované bazické horniny jsou spolu s utrabaziky a eklogity i součástí gföhlského příkrovu.
Svratecké krystalinikum má antiformní stavbu s osou SZ-JV. Leží v nadloží moldanubika a v podloží krystalinika poličského, dominují v něm sz.-jv. směrem protažené metamorfní stavby, které jsou charakteristické pro celou oblast při severním okraji moldanubické oblasti. Na Z je poklesovou střižnou zónou odděleno od hlinské zóny, která je řazena k tepelsko-barrandienské oblasti. Do ní intrudovalo syntektonické těleso biotitického granodioritu variského stáří. Na východě je svratecké krystalinikum přesunuto přes jednotky moravika svratecké klenby. Dokladem jsou relikty červených ortorul ve východním křídle klenby při styku s permokarbonskými sedimenty boskovické brázdy. Kromě dominujících načervenalých migmatitů a pararul, jsou přítomny paralelně s foliací protažená tělesa hrubozrnných porfyroklastických ortorul, pravděpodobně kambroordovického stáří. Pestré vložky tvoří tělesa amfibolitů, vápenců a nehojných skarnů. Na rozdíl od moldanubika je zde přítomen sillimanit pouze jako nestabilní minerál v asociaci s draselnými živcem a muskovitem.
Ke kutnohorsko-svratecké oblasti je podle České stratigrafické komise (Commission, 1994) řazeno i ohebské krystalinikum, které vystupuje při jižním okraji železnohorského plutonu, které je převahou dvojslídných migmatitů a ortorul blízká základním litotypům kutnohorsko-svratecké oblasti. Stratigrafická příslušnost metasedimentárních jednotek v obou jednotkách není známa. Podobně chybí spolehlivé údaje i o stáří prevariských ortorul.
|
