3. Barrandiensko-tepelská oblast - bohemikum
Středočeská oblast (Bohemikum - ve smyslu Commission, 1994) je jedním z několika starších fragmentů kůry, zabudovaných do stavby variscid, v nichž lze dobře rozlišit dvě strukturní patra: kadomsky deformovaný a převážně, až na okrajové zóny, slabě metamorfovaný fundament a na něm diskordantně uložené, později varisky zvrásněné a většinou nemetamorfované staropaleozoické sledy (viz obr. 1.6). Podle některých autorů je taký používán název barrandiensko-tepelská oblast (např. Dallmayer et al., 1995; Kachlík, 2003 atd.). Od sousedících oblastí je oddělena tektonickými kolizními zónami - suturami tepelskou vůči sasko-durynské oblasti a gföhlskou vůči moldanubiku. Mezi základní charakteristiky tepelsko-barrandienské oblasti, které ji odlišují od sousedních jednotek tedy patří: a) přítomnost nemetamorfovaného až anchimetamorfovaného, kadomsky deformovaného strukturního patra, na něž nasedají s výraznou úhlovou diskordancí nemetamorfované paleozoické sledy v rozsahu kambrium až středního devon, b) nástup variské deformace, indikovaný tektonickou aktivitou pravděpodobně již v době sedimentace zlíchovu (skluzové brekcie v devonských karbonátech - Chlupáč, Kukal, 1986; Chlupáč, Kukal, 1988) a hlavně pak později ve středním devonu nástupem siliciklastických diastrofických sedimentů srbského souvrství, které indikují počátek kolize se sousedními jednotkami Českého masivu tj. saxothuringikem a moldanubikem. Specifickými geofyzikálními rysy jsou vyšší průměrná hustota kůry středočeské oblasti a charakteristické poměrně rozsáhlé magnetické anomálie, spjaté s nahromaděním vulkanoklastických produktů neoproterozoického a kambrického stáří. Dostupné geochronologické údaje (Dallmeyer & Urban, 1998) ukazují, že, na rozdíl od obou sousedních jednotek, kůra středočeské oblasti ochladla pod hodnotu uzavření K/Ar izotopického systému muskovitu již řádově o 20 mil let dříve než tomu bylo v moldanubické oblasti (Kalt et al., 2000; Fritz et al., 1996) i krušnohorské oblasti (Werner & Lippolt, 2000) saxothuringika.
Vymezení Bohemikum zaujímá centrální pozici v rámci jednotek Českého masivu (viz obr. 1.6). Na povrch vystupuje zejména v středních a západních Čechách - barrandiensko-tepelská oblast (obr. 3.1). Anchimetamorfované kadomsky deformované jednotky barrandienského proterozoika směrem k JZ a SZ postupně přecházejí do metamorfitů tepelského a domažlického krystalinika (Zoubek, 1948; Vejnar, 1982; Žáček, Cháb, 1993). Relikty proterozoického podkladu tepelsko-barrandienské oblasti i staropaleozoických jednotek jsou zachovány také v plášti středočeského plutonu v tzv. ostrovní zóně středočeského plutonu a v rožmitálském kře (Kettner, 1930; Svoboda, 1933; Kachlík, 1992). Jednotky barrandienského paleozoika i proterozoika pokračují v podloží české křídové pánve k východu do oblasti Železných hor, kde v důsledku násunových pohybů na železnohorském zlomu opět vystupují na povrch. Výskyty ordovických hornin byly zaznamenány i ve vrtech v okolí Poděbrad, mezi Novým Bydžovem a Bohdančí. Na povrch vystupují u Vyhnanic u Týniště nad Orlicí. Svrchnodevonské a spodnokarbonské horniny transgresivně spočívající na ordoviku ve vrtech v. od Hradce Králové, jsou patrně nejvýchodnějším výskytem paleozoika tepelskobarrandienské oblasti. Severní a východní část bohemika je pokryta platformními sedimenty permokarbonu, svrchní křídy a v menší míře i terciéru. V této části je vedení hranic tepelsko-barrandienské oblasti obtížné a diskutabilní. Mísař et al. (1983) k tepelsko-barrandienské oblasti řadili ještě proterozoické a paleozoické sledy hlinské zóny vklíněné mezi železnohorský pluton a svratecké krystalinikum, krystalinikum poličské a letovické, které se již stýká podle tektonických zón moravsko-slezského zlomového pásma s podsunutými jednotkami moravosilezika. Toto vymezení oblasti bylo v podstatě použito i v závazném členění Českého masivu (Návrh, 1976; Commission, 1994). Zásadními hranicemi, omezujícími na sz. tepelsko-barrandienskou oblast je tepelská sutura, na jv. patrně sutura gföhlská.
Geologická charakteristika Specifické parametry geologického vývoje kůry a její geofyzikální charakteristika jsou jedním z hlavních důvodů pro vyčleňování tepelsko-barrandienské oblasti jako jednoho z nejlépe zachovaných reliktů avalonsko-kadomského orogénu, začleněného později do stavby hercynid (Edel &Weber, 1995). Tepelsko-barrandienská oblast je tvořena přes 10 km mocným sledem převážně diastrofických sedimentů neoproterozoického stáří, které vznikly patrně v oblasti akrečního klínu v předobloukové pánvi nebo při úpatí aktivního kontinentálního okraje. Dle dostupných radiometrických dat z efuzivních vulkanitů a valounů vulkanitů v dobříšských slepencích (obr. 3.3) nejvyššího neoproterozoika a žiteckých slepencích spodního kambria, lze odhadovat stáří sedimentace na období mezi cca 900-540 Ma (Mašek, 2000), ale spíše odpovídala rozsahu vendu (tj. nejvyššímu neoproterozoiku). Podloží této jednotky, kromě nepřímých údajů z xenolitů ordovické diatrémy (Frýda et al., 1996), které však nedávají jasnou odpověď, není známo. To se pak odráží v různých interpretacích vztahu tepelsko-barrandienské oblasti zejména k moldanubiku.
Sedimenty barrandienského proterozoika, jak vyplývá z jejich mineralogie a geochemie, sedimentovaly alespoň zčásti na oceánské kůře (Jakeš, 1976) a byly derivovány zejména z oblasti kůry typu ostrovních oblouků. Geochemicky poměrně primitivní zdroj klastik barrandienského proterozoika potvrzují i Sm-Nd charakteristiky barrandienských drob a břidlic, které kontrastují s vyzrálejší kontinentální kůrou moldanubika (Janoušek et al, 1995). Sedimentace mocného souboru klastik kralupsko-zbraslavské skupiny (břidlic, prachovců a drob s vložkami konglomerátů, lyditů a místy i se stromatolitovými strukturami a karbonáty (Skoček, Pouba, 2000) byla doprovázena submarinním vulkanismem (Fiala, 1977;Waldhausrová, 1997), jehož chemismus se v čase i prostoru měnil v závislosti na geodynamických podmínkách. Primitivní tholeitické bazalty převažují ve starší části kralupsko-zbraslavské skupiny, v jejich vyšší částech jsou však zastoupeny i tranzitní a draslíkem bohaté spility. V nejvyšších částích sekvence (davelském souvrství) se v souvislosti s aktivizací subdukce chemismus magmat měnil. Vytvářely se vulkanické asociace typické pro ostrovní oblouky, jejichž představitelem je jílovské pásmo (Waldhausrová, 1984). Vulkanismus chemismem shodný s rysy současných ostrovních oblouků je přítomen i v ostrovní zóně středočeského plutonu (Kachlík 1992; Kachlík et al., 1999). Odrazem změny tektonického režimu byl i nástup diastrofických sedimentů štěchovické skupiny (obr. 3.3), kdy značná část sedimentů byla transportována gravitačními turbiditními proudy. Součástí štěchovické skupiny jsou i dobříšsské slepence, které reprezentují skluzové deformace s čočkovitými polohami parakonglomerátů. V klidnějším prostředí se usazovaly černé břidlice (např. lečické vrstevy). Tyto sedimenty vznikaly v typickém anoxickém prostředí a jsou silně obohaceny organickým uhlíkem, sirníky i stopovými prvky. Specifickými horninami barrandienského proterozoika jsou šedé až černé silicity (obr. 3.4), označované jako buližníky (lydity). Jejich geneze není uspokojivě vyřešena, i když většina autorů se přiklání k tomu, že na jejich tvorbě se se významně podílely hydrotermální roztoky spjaté s vulkanickou činností. Podstatně vzácnějšími horninami proterozoika jsou výskyty vápenců. Tvoří většinou jen čočkovitá tělesa metrových rozměrů, většinou prostorově v těsném sepětí s vulkanity. Sedimenty a vulkanity kralupsko-zbraslavské skupiny jsou rozšířeny zejména v centrální a západní části barrandienského proterozoika (viz obr. 3.2), kde vulkanity vytvářejí několik pruhů (od východu k západu pruh Klatovy Dobříš - Říčany, centrální vulkanický pruh (Kdyně - Plzeň - Kralupy), pruh pavlíkovský a stříbrsko-plaský. Za součást proterozoického vulkanismu byly považovány i horniny mariánskolázeňského komplexu, který je dnes interpretován jako paleozoický metaofioliový komplex po uzavření sasko-durynského oceánu. Přes přítomnost kambroordovických metagaber však není vyloučeno, že část tohoto komplexu může být metamorfovaným ekvivalentem neoproterozoických bazaltů tepelsko-barrandienské oblasti. Horniny davelského souvrství vystupují z podloží štěchovické skupiny zejména v j. okolí Prahy, mezi Davlí a Mníškem pod Brdy a v jílovském pásmu. Sedimenty štěchovické skupiny jsou rozšířeny pouze v jv. křídle barrandienského proterozoika a v oblasti ostrovní zóny středočeského plutonu. Při kadomském vrásnění v zóně kadomsko-avalonského orogénu na periferii Gondwany, byly na rozhraní proterozoika a kambria (cca 560-540 Ma - Zulauf et al., 1999) proterozoické horniny zvrásněny a při okrajích tepelsko-barrandienské oblasti i metamorfovány. Tektonická stavba barrandienského proterozoika se vyznačuje vrásovými a vrásovo-násunovými strukturami převážně SV-JZ směru. Ve vztahu k následným variským strukturám vykazují kadomské strukturní fenomeny zřetelnou strukturní diskordanci.
Přibýváním metamorfózy proterozoika barrandiensko-tepelské oblasti generelně k Z a SZ (viz obr. 3.6) se postupně vymezují jeho nejzápadnější regionální jednotky tepelské a domažlické krystalinikum.
Tepelské krystalinikum leží nejzápadněji v rámci barrandiensko-tepelské oblasti. Konvenčně bývá za jeho v. hranici považována biotitová izográda. SZ hranice je hranicí se saxothuringikem. Intenzita metamorfózy roste v poměrně strmém metamorfním gradientu k SZ od biotitové zóny, přes kyanitovou až po rutilovou zónu (obr. 3.6) v mariánskolázeňském metabazitovém komplexu (obr. 3.7). V jádru tepelského krystalinika vystupuje tepelská ortorula obklopená migmatity.
Domažlické krystalinikum je s barrandiensko-tepelským krystalinikem spojeno pozvolným metamorfním přechodem. Hranicí je konvenčně, podobně jako v případě tepelského krystalinika biotitová izográda. Západní hranicí s moldanubickou oblastí je tektonická zóna českého křemenného valu. Dominantními horninami této dílčí oblasti jsou fylity, svory až pararuly, metabazika a amfiboliy. Metamorfní zóny mají příčný (SZ-JV) průběh vůči litologickým hranicím hornin proterozoika barrandiensko-tepelské oblasti (převážně SV-JZ směry). Další výchozové oblasti středočeské oblasti vystupují v severním lemu moldanubika a kutnohorsko-svrateckého krystalinika. Severně se většinou noří pod sedimenty české křídové tabule. Jedná se o jednotky proterozoika Železných hor (podhořanské krystalinikum a chvaletické proterozoikum), železnohorský pluton, proterozoikum a paleozoikum hlinské zóny, poličské krystalinikum a letovické krystalinikum.
Paleozoikum barrandiensko-tepelské oblasti Na deformovaném a částečně erodovaném kadomském fundamentu leží diskordantně paleozoické sedimenty (viz obr. 3.5), které se ukládaly ve dvou samostatných sedimentárních cyklech (Chlupáč et al., 1992). Starší kambrický cyklus (obr. 3.9) je odrazem transtenze při oddělování tepelsko-barrandienské oblasti od mateřské gondwanské pevniny. Ve spodním kambriu vznikají relativně úzké příkopovité deprese, zaplňované zralými a často recyklovanými kontinentálními klastiky. Příkladem jsou sedimenty příbramsko-jinecké pánve v Brdech, jejichž celková mocnost dosahuje až 3 km. Jde převážně o kontinentální aluviální, klastické sedimenty - slepence, pískovce a droby, ojediněle též s vložkami jílovců. Mocné spodnokambrické sledy jsou též zachovány i rožmitálském ostrově. Přítomny jsou patrně i v ostrově netvořicko-neveklovském (viz obr. 3.22) a zbořenokosteleckém (Kachlík, 1992; Kachlík, Janoušek, 2001).
Již v době sedimentace holšínsko-hořického souvrství zaznamenáváme první doklady subaerického vulkanismu alkalicko-vápenatého charakteru (Patočka et al. 1993), který vyvrcholil ve svrchním kambriu rozsáhlým subaerickým vulkanismem ve strašickém a křivoklátsko-rokycanském pásmu (Waldhausrová, 1971). Poslední stopy tohoto vulkanismu jsou známy až z ordoviku (Rohlich, 1961; Fiala, 1971. Ve středním kambriu došlo ke krátké mořské transgresi (jinecké souvrství - obr. 3.10), která zanechala mořské sedimenty bohaté trilobitovou a brachiopodovou faunou v jineckém a skryjsko-týřovickém prostoru (viz ref. in Chlupáč et al., 1992). Střední kambrium je faunisticky doložené i v Železných horách (Havlíček, Šnajdr, 1951). Moře však brzy ustoupilo a svrchní kambrium v malé pavlovské pánvičce mělo opět kontinentální charakter. Ordovicko-devonský sedimentační cyklus začíná po hiátu spjatém s reorganizací napěťového pole (česká emerzní fáze). Směr os nově vzniklé pražské pánve je odkloněn od os kambrických depresí asi o 15°. Dochází k částečné inverzi reliéfu a kambrické vulkanity a sedimenty se stávají významným zdrojem klastického materiálu pro bazální členy ordoviku. V ordoviku měla nově založená pražská pánev charakter poměrně úzkého příkopu (Havlíček, 1981), od sv. ordoviku však její rozsah mohl značně přesahovat její dnešní rozměry, které jsou dány především zvrásněním a následnou dlouhotrvající erozí.
Rychlá subsidence - rifting v ordoviku se projevuje velkými mocnostmi ordovických siliciklastických sedimentů (obr. 3.11), které dosahují až 2,5 km. Dominantní sedimentace jílovců, drob a pískovců je doprovázena polohami železných rud (viz obr. 3.14) a submarinním diabasovým magmatismem, jehož vrchol nastal v llanvirnu. tektonicky založený příkop s maximální mocností sedimentů v osní části v zásadě odpovídá dnešní pražské pánvi (viz obr. 3.1). S postupem ordovické transgrese a eustatickým zdvihem hladiny oceánu se sedimentační prostor významně rozšiřoval a získaval charakter okrajové mořské pánve, která komunikovala s pánvemi saxothuringika. Bazální vrstvy ordoviku transgredují buďto na zvrásněný kadomský fundament (viz obr. 3.5), nebo diskordantně přes kambrické uloženiny po výrazném stratigrafickém hiátu. Přítomnost glacimarinních sedimentů v nejvyšším ordoviku - kosovském souvrství dokazuje, že tepelsko-barrandienská oblast byla v té době v dosahu vlivů gondwanského zalednění (Brenchley, Štorch, 1989), které je charakteristické pro armorickou skupinu kontinentů (Steiner, Falk, 1981; Katzung, 1999).
Silur v oblasti Barrandienu (obr. 3.15) začíná nástupem globální transgrese, spojená se záplavou značných ploch kontinentálních okrajů, se projevila uniformní sedimentací černých pelagických graptolitových břidlic (Štorch, 1986), které odrážejí snížený přínos materiálu do pánve v důsledku zvětšení vzdálenosti od zdrojových oblastí a snížení výškových rozdílů v reliéfu. Sedimentace graptolitových břidlic (obr. 3.14) a laminovaných prachovců, vápnitých a tufitických břidlic je během svrchního siluru postupně zatlačována sedimentací karbonátů (např. Kříž, 1988). Zvláště v okolí vulkanických center se kromě vulkanického materiálu (tufy, tufity) usazovaly i biomikritické vápence s bohatou faunou (viz Chlupáč et al., 2002). Celkově ukazuje sedimentace během siluru výrazné faciální rozrůznění pánve. Především ve wenlocku a ludlowu ovlivňovala faciální diferenciaci pánve vulkanická aktivita soustředěná na zlomové zóny SV-JZ směru. hlavními typy vulkanitů jsou alkalické bazalty, trachybazalty a trachyandezity.
V devonu již převažuje vápencová sedimentace, přičemž k nejvýraznějšímu faciálnímu rozrůznění dochází v pragu, kdy máme zastoupeny mělkovodní útesové facie i pelagické facie otevřeného moře (Chlupáč, 1988). Devonské uloženiny Barrandienu reprezentují pouhý denudační zbytek lokalizovaný dnes v centru pražské pánve (viz obr. 3.1). Na hranici silur-devon nedošlo během vývoje k žádným faciálním změnám v pánvi. Vápencové facie spodního devonu opět, podobně jako v siluru, ukazují výraznou faciální rozrůzněnost pánve. Kombinují se zde hlubokovodnější karbonátové facie velmi jemných mikritových vápenců s faciemi výrazně mělkovodnějších vápenců bioklastických, hlavně krinoidových (viz obr. 3.18). Příkladem může být vývoj koněpruských vápenců, které tvoří typický korálový útes, v němž lze rozlišit facii útesového jádra s velmi hojnou, především korálovou a stromatoporovou faunou (viz Chlupáč et al., 2002), a facii útesových osypů tvořených hrubě detritickými krinoidovými vápenci. Útesy přecházejí do větších hloubek postupně až do šedých vápenců dvorecko-prokopských (viz obr. 3.18).
Tektonický neklid je patrný v sedimentárním záznamu od zlíchovu, kdy se na poměrně velkých plochách ukládají brekcie derivované z blízkých korálových útesů. Vlastní nástup variských tektonických pochodů indikují flyšoidní sedimenty (náhlé zvýšení přínosu terigenního materiálu - střídání prachovitých jílovců, prachovců a drobových pískovců) střednodevonského srbského souvrství (Kukal, Jager, 1988). Stáří nástupu siliciklastické sedimentace ve stupni givetu koresponduje se stářím vysokotlaké metamorfózy v okrajových částech tepelsko-barrandienské oblasti a allochtonních jednotkách derivovaných z předpokládané sasko-durynské sutury. Tento zásadní zlom - přechod z převážně karbonátových facií do facií terigenních je podmíněn nástupem tektonické aktivity ve variských internidách a v barrandienské oblasti znamená ukončení sedimentace v pražské pánvi během givetu. Horniny mladšího ordovicko-devonského cyklu se v tepelsko-barrandienské oblasti kromě oblasti Pražské pánve vyskytují také v ostrovní zóně středočeského plutonu (obr. 3.22), rožmitálské kře a v Železných horách. V této oblasti jsou postiženy variskou, především kontaktní metamorfózou spjatou s intruzemi variských granitoidů středočeského a železnohorského plutonu.
Pro rekonstrukci geodynamického prostředí staropaleozoické sedimentace v tepelsko-barrandienské oblasti je významné i vyhodnocení vulkanismu (obr. 3.23). Na rozdíl od CA kambrického magmatismu a vulkanismu (viz obr. 3.24), dominuje během ordoviku (obr. 3.25) až devonu s extenzí spjatý převážně submarinní intradeskový bazický vulkanismus (Fiala, 1971; Patočka et al., 1993). Chemismus vulkanitů, které zahrnují alkalické bazalty, tholeiitické intradeskové bazalty a bazaltoandezity a v neposlední řadě také silurské a devonské pikrobazalty odráží různý stupeň parciálního tavení pláště, ovlivněného patrně existencí horké skvrny v oblasti armorické skupiny sedimentů ve starším paleozoiku (Floyd et al., 2000).
Magmatismus Kromě tří etap intenzivnější vulkanické činnosti (neoproterozoikum, kabrium, ordovik - devon) jsou horniny tepelsko-barrandienské oblasti prostoupeny řadou hlubinných intruziv. Radiometrické údaje dovolují rozdělit tato intruziva do dvou časově oddělených intervalů: kambro-ordovického a svrchnodevonsko-spodnokarbonského. Starší etapa, která souvisí s kambroordovickým riftingem tepelsko-barrandienské oblasti, tj. postupným tektonickým oddělováním od mateřské gondwanské pevniny, zahrnuje řadu bazických masivů situovaných zejména při okrajích tepelsko-barrandienské oblasti. Jde o masivy kdyňský, poběžovický a pravděpodobně zčásti i o mariánsko-lázeňský (viz obr. 3.7). K této skupině patrně patří i masiv ranský, který vystupuje na hranici moldanubika, hlinské zóny a železnohorského plutonu, i když z tohoto masivu radiometrické datování dosud chybí. Uvnitř tepelsko-barrandienské oblasti pak k této skupině bazických masivů mohou patřit i drobnější bazické masivky jako je např. mladotická intruze na Rakovnicku a neratovický komplex, který je z větší části překryt křídou. V masivech jsou často zastoupeny diferenciační řady od olivnických gaber až po tonality, bazické horniny v nich však převažují. Intruziva jsou zejména v masivech ležících při tektonickém styku s okolními jednotkami varisky metamorfována v podmínkách vyšší amfibolitové facie. Plutony granitoidních hornin jsou situovány většinou dále od okraje tepelsko-barrandienské oblasti. Patří mezi řada větších i menších těles v západních Čechách např. masivy hanovský, lestkovský, tiská žula čistecko-jesenického (lounského) plutonu na Rakovnicku a Lounsku, mráčnicko-jeníkovický masiv u Domažlic a stodský masiv j. od Plzně. Radiometricky určená stáří těchto těles se pohybují od cca 520 Ma do 480 Ma. Místy jako např. v tepelském krystalainiku jsou tato tělesa postižena intenzivní variskou deformací, která jim dává až charakter ortorul.
Druhou skupinu hlubinných intruziv reprezentují variská převážně granitoidní intruziva, která reprezentují horniny magmatického oblouku, vzniklého nad k jv. subdukující litosférou sasko-durynského oceánu. Jsou reprezentována několika suitami hornin od gaber až po vysoce diferencované granity. Zvláštní kategorií z pláště derivovaných magmat jsou ultrakaliové horniny durbachitové skupiny. Většina těles intrudovala v rozmezí cca 370-340 Ma (Holub et al., 1997). Starší členy byly při kontaktu s moldanubikem postiženy intenzivní variskou deformací (mirotické a starosedelské ortoruly ostrovní zóny jejichž protolit byl datován na 370 Ma - (Košler, Farrow, 1994) a část nejstarší suity středočeského plutonu, zahrnující zejména tonality sázavského typu a s nimi asociované gabroidní horniny. V mladších alkalicko-vápenatých draslíkem bohatých granodioritech se již projevují extenzní struktury spjaté s výzdvihem moldanubika.
K této skupině se subdukcí spjatých variských granitoidů patří největší a nejvíce diferencovaný pluton středočeský na hranici s moldanubikem (viz 2. kapitola, obr. 2.9), borský a kladrubský masiv, babylonský masiv, štěnovický masiv u Plzně, oválná intruze čisteckého masivu a rozsáhlý železnohorský pluton, který pod uloženinami křídy pokračuje k severu do podloží křídové pánve. Podrobnější charakteristika středočeského plutonu je v např. v práci (Holub et al., 1997), variských plutonitů západočeské oblasti (Cháb, 1997). Variského stáří jsou pravděpodobně i tonality poličského krystalinika, které je dosud řazeno k tepelsko-barrandienské jednotce, i když jeho vyšší metamorfóza a přítomnost granulitů ukazují na afinitu k moldanubiku (např. Matte, 1991).
|
