4. Saxothuringikum
Saskodurynská zóna Českého masivu (obr. 4.1) tvoří jeho severní a severozápadní část (viz obr. 1.4 a 1.6). Podle regionálního členění (Commision, 1992) je v rámci území České republiky její součásti saxothuringikum s.s. (krušnohorská jednotka, krušnohorský pluton, durynsko-vogtlandské paleozoikum a výchozy metamorfních jednotek v oblasti oherského riftu) a lugikum (oblast lužická), neboli oblast západosudetská. Obě dílčí oblasti saskodurynské zóny variscid mají řadu společných rysů, díky kterým je někteří autoři považuje za jeden souvislý celek (viz např. Kachlík 2003). Obě se liší zejména rozdílným variským termálním gradientem, který se projevil v různé intenzitě metamorfózy jednotek kadomského fundamentu i variského patra. K jejich oddělení tektonickou aktivitou na dextrální labské tektonické zóně došlo mnohem podějí po ukončení variské orogeneze (v průběhu mesozoika a v neotektonické etapě). V našem textu se přidržíme klasického členění a obě oblasti probereme v samostatných kapitolách, aniž bychom tím zpochybňovali jejich společnou příslušnost k saskodurynské zóně variscid. Na jihozápadě je saxothuringikum odděleno od bohemika a moldanubika tzv. tepelskou suturou (obr. 4.2), která reprezentuje hlubinný šev po uzavření sasko-durynského oceánu (Matte, 2000). V převážné míře je skryta pod křídovými a terciérními sedimenty a neovulkanity oherského riftu. Na severozápadě a severu v Německu se jednotky saxothuringika noří pod mocný platformní pokryv permokarbonských, mezozoických, terciérních a kvartérních sedimentů. V rámci saskodurynské oblasti lze vymezit širokou strukturní elevaci (antiformu, charakteru strukturní klenby), tzv. krušnohorské, resp. krušnohorsko-smrčinské antiklinorium, na které v Německu navazuje durynské (dříve vogtlandsko-saské - viz Mísař et al., 1983) synklinorium. Na našem státním území je zastoupeno jen krušnohorsko-smrčinské antiklinorium. Jeho podélná osa směru SSV-JJZ se noří k jihozápadu. Intenzita metamorfózy a deformace v krušnohorské a durynské oblasti saxothuringika klesá k severozápadu tj. z oblasti přiléhající bezprostředně k tepelské sutuře směrem do oblasti durynského paraautochtonu. V bezprostředním sousedství sutury, tj. v Krušných horách a alochtonních jednotkách v Německu, je ovlivněna existencí příkrovové stavby, která způsobuje metamorfní inverzi.
Geologická charakteristika V krušnohorské a durynské části saxothuringika můžeme vyčlenit následující strukturní patra (viz obr. 4.10): a) autochtonní patro tvořené kadomským podkladem (v krušnohorském krystaliniku metamorfovaným až v podmínkách amfibolitové facie - 500-700 °C 5-7 kbar - Kröner et al., 1995), ale např. v oblasti Durynského lesa je postižené jen epizonální metamorfózou (Linneman et al., 2001). Autochtonní až paraautochtonní paleozoikum nasedá na kadomský podklad diskordantně (Buschmann et al., 1995). Sled paleozoika durynského vývoje začíná ojediněle kambriem (Elicki, 1997; Buschmann, 1995; Buschmann et al., 1995), většinou však spodním ordovikem. Sedimentace v kambriu a ordoviku byla doprovázena riftovým vulkanismem (Siebel et al., 1997; Bankwitz et al., 1994) a intruzemi granitů, často později přeměněných na různé typy ortorul (Linneman, 1995). Od ordoviku až do famenu se ukládaly pelagické sekvence. Přítomnost svrchnoordovických diamiktitů mohou dokládat příslušnost saxothuringika k armorické skupině mikrokontinentů. Od famenu zaznamenáváme první projevy diastrofické flyšové sedimentace, jejíž sedimenty byly derivovány z vyzvedávajícího se okraje tepelsko-barrandienské oblasti (Jakeš et al., 1979). V některých oblastech však ještě pokračovala karbonátová sedimentace. Autochtonní komplexy vystupují v Durynsku, Vogtlandu a západní části Krušných hor a Smrčin, v dyleňském a slavkovském krystaliniku. Schaffer et al., (2000) však předpokládá i v západní "autochtonní" části výrazné zpětné násuny směrem k jv. okraji saxothuringika, které vznikaly v souvislosti s tvorbou rhenohercynského akrečního klínu (retrowedge) b) alochtonní patro je tvořeno příkrovy krystalinika nasunutými z kořenové zóny v oblasti tepelské (sasko-durynské) sutury na durynský paraautochton. Příkrovy jsou dnes zachovány v synformní struktuře münchberské kry, menších tektonických bradlech (Frankenberg, Wildenfels) a v oblasti zóny Erbendorf-Vohenstrauss. V české části k těmto paraautochtonním až alochtonním šupinám patrně patří jednotka kladské (Kachlík, 1997; Kachlík, 1993), která má shodné rysy např. s Wetzeldorfskou skupinou spočívající na bázi šupin allochtonních jednotek v zóně Erbendorf-Vohenstrauss (Kachlík, 1997). Alochton se vyznačuje stratigrafickou i metamorfní inverzí (Franke 1989). Paleozoické jednotky se liší faciálním vývojem od jednotek parautochtonu (Franke, 1984; Franke, 1989; Falk et al. 1995). Podle Frankeho (1984) sedimentovaly hlubokovodnější sedimenty tzv. bavorského vývoje v distálnějších partiích sasko-durynského kontinentálního svahu nebo dokonce na oceánské kůře sasko-durynské mořské úžiny. Durynský vývoj reprezentují sedimenty ukládané v mělčích partiích bazénu. Protože to však neplatí pro celé období staropalezoické sedimentace, neexistuje jednotný názor i na tuto otázku (např. Schreiber, 1992). Vysokotlaké horniny, které tvoří strukturně nejvyšší části alochtonní sekvence, vznikly metamorfózou kambroordovické oceánské kůry (Stosh, 1987) a byly vysunuty z oblasti tepelské sutury.
Imbrikace krustálního charakteru, kdy se střídají šupiny hornin tepelsko-barrandienské provenience a sasko-durynské provenience (viz obr. 4.7), jsou patrné i v širším okolí mariánsko-lázeňského komplexu (Kachlík, 1997), který představuje relikt staropaleozoické oceánské kůry (ofiolitový komplex) indikující ofiolitovou jizvu po zániku sasko-durynského oceánu. Dosud jedním z největších problémů je vmístění karbonských (cca 340 Ma - Kröner et al., 1998) granulitů saského granulitového pohoří, které vystupují v podloží v paleozoického parautochtonu (subparautochton - Franke, Stein, 2000).
Na území České republiky jsou horniny proterozoického stáří krušnohorského krystalinika řazeny k přísečnické skupině, která má spočívat v nadloží monotónního sledu tzv. východokrušnohorské skupiny, tvořené převážně metamorfovanými horninami původně drobového rázu. Ve spodní části přísečnické skupiny se vyčleňuje rusovské souvrství s převahou muskoviticko-biotitických pararul a s tělesy přeměněných bazických vulkanitů, kvarcitů, černých břidlic a drob. Nadložní měděnecké souvrství má ve spodní části ortoruly, výše pestrý sled různých typů pararul s tělesy metadrob, krystalických vápenců, bazických metavulkanitů a metakonglomerátů s různorodým složením valounů (zastoupeny jsou i granitoidy). Metakonglomeráty jsou svým složením i vznikem srovnatelné se slepenci barrandienského proterozoika (Klápová 2000). Předpoklad proterozoického stáří všech těchto komplexů se opírá hlavně o regionální litologická srovnání a většinou nepřímo konstruovanou stratigrafickou pozici v podloží paleozoika doloženého na německé straně. Při celkové nejasnosti a velmi kontroverzních názorech na tektonickou stavbu nutno stratigrafické koncepce vztahované k metamorfovanému proterozoiku sasko-durynské oblasti hodnotit s jistou rezervou.
Prevariský a variský granitoidní magmatismus Prevariský magmatismus je v krušnohorské oblasti reprezenován metamorfovanými ekvivalenty kadomských granitoidů lužického plutonu (viz 5. kapitola), v krušnohorské oblasti přeměněných na různé typy ortorul (např. freiberské tzv. šedé ruly, červené ortoruly kateřinohorské klenby Kröner et al., 1995). Kambroordovické granitoidy jsou známy z oblasti jádra smrčinského krystalinika (selbská ortorula a wunsiedlská ortorula - Siebel et al., 1997). Variské granitoidy reprezentují poměrně složitě diferencovaný komplex granitoidů smrčinského (obr. 4.9) a karlovarského plutonu (viz obr. 4.8) a dalších drobných tělísek (flájský granit, granitoidy Slavkovského lesa), které intrudovaly v několika fázích poměrně dlouhém časovém rozmezí od cca 340 Ma do 290 Ma (Siebel et al., 1997; Trzebski et al., 1997). Ke starší fázi magmatismu patří drobná tělíska biotitických a amfibol biotických dioritů a biotitických často porfyrických granitů (tzv. horské žuly). Mladší členy tvoří autometamorfované často dvojslídné tzv. krušnohorské žuly. Charakteristickým rysem autometamorfované žuly jsou pneumatolyticko-hydrotermální alterace spojené mj. s lokální greisenizací a cínovcovou mineralizací. Nejmladší granity prorážejí i permské vulkanity altenberské kry, doprovázejí je subvulkanické žíly granitových porfyrů. Teplický ryolitový komplex vystupuje na našem území mezi Teplicemi a Cínovcem. Jde o složitý komplex výlevů i žil, tufů a vulkanoklastik ryolitového typu pozdně variského stáří (nejstarší část má středněvestfálské stáří (Holub, 1980).
Labské břidličné pohoří Samostatné postavení má v rámci saxothuringika labské břidličné pohoří a jeho pokračování dále k severozápadu do nossen-wilsdruffského krystalinika, označovaná souborně jako labská zóna. Je to zešupinacená depresní zóna příčná k zonalitě saxothuringika. Neoproterozoické až spodnokarbonské horniny jsou zde silně stlačeny a nasouvány směrem k jihu na krušnorské krystalinikum. Na území České republiky však horniny této jednotky zasahují jen nepatrným výběžkem v údolí Labe u Děčína a v podloží křídy při j. okraji lužického masivu. Jde pravděpodobně o pokračování pruhu neoproterozoických weesensteinských drob. V labské zóně jsou přítomna tělesa kadomských granodioritů jz. okraje lužického plutonu a jejich ekvivalenty, ordovické turmalinické granity i drobná tělíska variských posttektonických granitoidů. |
