5. Lugikum - západosudetská oblast
Podle regionálního členění Českého masivu (Commision, 1992) je v rámci území České republiky součásti sasko-durynské zóny variscid saxothuringikum s.s. (viz 4. kapitola) a oblast lužická (lugikum), neboli oblast západosudetská (viz obr. 1.6). Obě dílčí oblasti saskodurynské zóny variscid mají řadu společných rysů, díky kterým je někteří autoři považuje za jeden celek (viz např. Kachlík, 2003). K jejich oddělení labskou tektonickou zónou došlo mnohem později po ukončení variské orogeneze v průběhu platformního vývoje Českého masivu. Horniny saxothuringika, pokračujícího za labskou zónou obloukovitě k severovýchodu, kde se stáčí až do směru SZ-JV, jsou, pro řadu odlišností, označovány již od doby klasických prací (Suess, 1912; Kossmat, 1927) jako lugikum (lužická oblast) nebo západní Sudety (obr. 1.6, 5.1). V minulosti byly západní Sudety oblastí, kde řada autorů předpokládala pokračování kaledonského orogénu ze severozápadní Evropy. Paleontologické nálezy na Ještědu (ref. v Chlupáč, 1993), v klodském krystaliniku (Hladil et al., 1999) a datování metamorfních událostí Ar-Ar metodou však ukázala, že hlavní orogeneze, která měla rozhodující význam pro dnešní stavbu lužické oblasti, je orogeneze variská (Maluski, Patočka, 1997; Marheine et al., 1999; Marheine et al., 2002). Na jihu je saskodurynská zóna variscid, a tedy i lugikum, odděleno od bohemika tzv. tepelskou suturou (Matte, 2000), která reprezentuje hlubinný šev po uzavření sasko-durynského oceánu. Tento vzájemný styk je dnes prakticky v celém rozsahu maskován sedimenty české křídové pánve a proto bývá zjednodušeně kladen do linie labské tektonické zóny. Východní hranicí s moravsko-slezskou oblastí tvoří násunové struktury moravskoslezského zlomového pásma v oblasti staroměstského krystalinika a velkovrbenské klenby, které indikují hlubinné rozhraní mezi oběma mikrokontinenty (Parry et al., 1997; Štípská et al., 2001). Na severu se jednotky lugika noří pod mocný platformní pokryv permokarbonských, mezozoických, terciérních a kvartérních sedimentů. Další pokračování jednotek severního okraje lugika, stejně jako moravskoslezské oblasti v Polsku lze jen obtížně sledovat z hlubokých vrtů a geofyzikálních měření.
Geologická charakteristika Vývoj jednotek v západních Sudetech je ještě komplikovanější, než krušnohorské části saskodurynské zóny variscid. Opakované pohyby na střižných zónách paralelních s Tornquistovou linií (na tzv. sudetském směru SZ-JV), vytvořily ze západních Sudet mozaiku dílčích teránů s rozličným erozním řezem. Pozdější kolize s moravskoslezskou oblastí ovlivnila východní okraj lugika. Západní Sudety mají v podstatě bivergentní stavbu. Od mediální zóny, kterou představují komplexy orlicko-sněžnické klenby a pravděpodobně i Sovích hor, pozorujeme směrem k SZ vergenci přesunů metamorfních příkrovů k severozápadu na sasko-durynský autochton, což je spojeno s metamorfní inverzí. Intenzita metamorfózy i stáří metamorfózy stoupá do tektonického nadloží (Kachlík, Patočka, 1998; Marheine et al., 2002). Stěhování orogenní fronty se projevilo i v sedimentárním záznamu. Stáří klastických sledů klesá směrem na kadomské předpolí (Hladil et al., 1999; Kachlík, Patočka, 2001). Východní část lugické domény byla ovlivněna pozdější spodnokarbonskou kolizí s brunovistulickým mikrokontinentem moravosilezika. Nevyjasněno zůstává, zda komplexy jádra orlicko-sněžnické klenby a případně Sovích hor lze ztotožňovat s gföhlskou jednotkou moldanubika nebo představují samostatnou krustální doménu (např. Matte, 1990; Franke, Zelazniewicz, 2000).
V Západních Sudetech můžeme vyčlenit autochtonní doménu, kterou představuje kadomský fundament lužické antiklinální zóny a na něj transgredující autochtonní paleozoikum. Kadomský fundament tvoří neoproterozoické horniny lužické drobové formace, kadomsky epizonálně metamorfované. Do lužické drobové formace intrudovaly v rozmezí 550-540 Ma vápenato-alkalické granitoidy lužického plutonu (Kröner et al., 1994; Kröner et al., 2001). Během oddělování součástí avalonsko-kadomského orogénu také v této oblasti došlo k ztenčení kadomské kůry a intruzím S-typů kambroordovických granitoidů (cca 515-450 Ma - Borkowska et al., 1990; Kröner et al., 1994; Kröner et al, 2001), které jsou reprezentovány rumburským granitem a jeho metamorfními ekvivalenty - jizerskými, krkonošskými ortorulami a v orlicko-kladské klenbě také sněžnickými a gieraltowskými ortorulami (obr. 5.4 a 5.5). Na kadomsky deformovaný fundament transgresivně nasedá spodní až střední kambrium v doberlugské synklinále v Německu (Elicki, 1997; Buschmann et al., 1995) nebo spodní ordovik Hohe Dubrau (Brause, 1969; Hirschmann, Brause, 1969; Linneman et al., 2001). Sedimentace pokračovala až do spodního karbonu ve Zhořeleckém břidličném pohoří (Linnemann, Schauer, 1999) a oblasti Ještědu (Koliha, 1929; Zikmundová, 1964; Chlupáč, 1964; Chlupáč, 1992; Chlupáč, 1993; Chlupáč, 1995). Horniny autochtonu jsou na našem území v sz. okolí Ještědského pohoří (obr. 5.6) reprezentovány neoproterozoickými metadrobami a fylitickými břidlicemi, na které diskordantně nasedají hrubší staropaleozoická písčitá klastika s polohami metakonglomerátů. Ty pak přecházejí v mocnější komplexy fylitů s vložkami vápenců a kvarcitů, grafitických fylitů. Hlavní etapa regionální střižné deformace a vrásnění postihla tuto doménu až ke konci spodním karbonu (cca 330-320 Ma - Marheine et al., 1999; Marheine et al., 2002). Koresponduje s přesouváním orogenní fronty od JV k SZ a je doprovázena syntektonickou sedimentací kulmských drob s polohami štěrčíkových konglomerátů, které jsou zachovány mimo oblast Lužice také v jítravské skupině na Ještědském hřbetu. Na rozdíl od alochtonní domény, tato oblast nebyla postižena starší HP-LT metamorfózou svrchnodevonského stáří (Kachlík, 1995). Hranicí mezi autochtonní a paraautochtonní části lugika jsou Ještědské pohoří a západní část krkonošsko-jizerského krystalinika, v němž jsou již kambroordovické horniny varisky přeměněny na různé typy ortorul (jizerských), které sledují kontakt mezi více méně autochtonní a paraautochtonní doménou. Paraautochtonní až alochtonní jednotky představuje krkonošsko-jizerské krystalinikum, krystalinikum Kaczawských hor a jednotky s ofiolity, které lemují blok Sovích hor. Samotné postavení bloku Sovích hor a orlicko-sněžnické klenby není dosud vyjasněno, patrně je však součástí k SZ sunutých metamorfních příkrovů. Alochtonní doména představuje soustavu příkrovů, vysunutých k SZ z kořenové zóny mezi saskodurynskou a tepelsko-barrandienskou mikrodeskou. Její průběh indikují výskyty HP-LT (8-10 kbar, 300-400°C) metamorfitů (tzv. modrých břidlic, obsahujících alkalické amfiboly, které jsou stabilním pouze při nižších teplotách a vyšších tlacích) v jihokrkonošském (železnobrodském) a východokrkonošském (rýchorském) komplexu a jižnějších jednotkách Kaczawských hor. Dalším dokladem pro existenci oceánské domény je přítomnost horniny oceánské afinity v obou výše zmiňovaných komplexech a ofiolitů v lemu Sovích hor. Litologická náplň jednotlivých dílčích příkrovů a šupin je velmi různorodá a kromě reliktů oceánské kůry zahrnuje zejména vulkanosedimentární sekvence pocházející z hlubších partií sasko-durynského kontinentálního svahu a oceánských prostor, které se začaly tvořit během staropaleozoického riftingu, jehož počátky spadají do ordoviku (Kachlík, 1998b; Fajst, 1998; Patočka et al., 2000). Většinou jde o různé typy sericit-chloritických fylitů, grafitických fylitů s vložkami kvarcitů a vápenců a polohami bazických i kyselých metavulkanitů, ojediněle se vyskytují i ultrabazické žíly. Spolu s těmito horninami byla imbrikována i tělesa kambroordovických ortorul 515-505 Ma. Stratigrafická příslušnost alochtonních komplexů ve všech jednotkách není dosud dostatečně dobře známa, zejména v důsledku nedostatku paleontologických dokladů i radiometrických dat. Paleontologicky je u nás spolehlivě doložena pouze přítomnost siluru v jihokrkonošském komplexu (Horný, 1964). Nálezy ichnofosilií v pokrývačských fylitech s. od Železného Brodu a nedokonale zachovalých zbytků archeocyatha a tentakulita dokládají, že jiho- a východokrkonošský komplex náleží nejspíše z větší části staršímu paleozoiku. To je v souladu i s radiometrickými daty z vulkanitů. Protolity bimodálních metavulkanitů v obou jednotkách vykazují stáří v rozmezí 515-480 Ma (Kryza, Pin, 1997; Oliver, 1993; Bendl et al., 1995;Timmerman et al., 2000).
Stáří ofiolitů v okolí Sovích hor je podstatně mladší (cca 420-400 Ma) - (Oliver et al. 1993; Zelazniewicz et al., 1998) než v případě protolitu oceánských hornin, které byly vysunuty z tepelské sutury v oblasti mariánsko-lázeňského komplexu. Přítomnost prekambrických hornin, k nimž byly např. v české části řazeny horniny velkoúpské skupiny a části radčické skupiny (Chaloupský et al., 1989) a v polské části radzimowické fylity, se zatím nepodařilo spolehlivě doložit, jelikož kontakty kambroordovických metagranitů jsou většinou tektonické. Horní hranicí pro sedimentaci paleozoických sledů je datování metamorfózy ve facii modrých břidlic, spjaté se subdukcí oceánské kůry i korový segmentů, k jejímuž vyznívání docházelo cca kolem 360 Ma (Maluski, Patočka, 1997). Na metamorfní etapu spjatou se subdukcí bezprostředně navazuje exhumace hluboko subdukovaných krustálních fragmentů a jejich nasunutí na parautochtonní a autochtonní jednotky v předpolí deformační fronty, které se odehrálo cca mezi 345-325 Ma (Marheine et al. 1999; Marheine et al. 2002). Během výstupu došlo k reekvilibraci hornin v podmínkách facie zelených břidlic až nižší amfibolitové facie (v oblasti Rýchor). Vzniklá příkrovová stavba, se vyznačuje metamorfní a částečně i stratigrafickou inverzí (Kachlík, Patočka 1998). Proto stoupá směrem k východu krystalinita slíd a horniny získávají svorový a výjimečně až rulový vzhled. Již během svrchnodevonské exhumace spodnokorových krustálních jednotek byly aktivní střižné zóny a zlomy (SZ-JV, tzv. sudetského směru, případně ZSZ-VJV lužického směru), podle kterých se otevíraly relativně malé pánve (swiebodzická, bardská a vnitrosudetská) s rychle subsidujícím dnem, kde se hromadily velké mocnosti (až 8 km) převážně aluviálních a mořských flyšových sedimentů často s olistolity různého stáří (bardská deprese). Stejně jako radiometrická data i postupná migrace depocenter diastrofických sedimentů ukazuje postupnou migraci orogenní fronty z oblasti Sovích hor k západu (Kachlík, Patočka 1998; Hladil et al. 1999).
Orlicko-sněžnická klenba Jádro orlicko-sněžnické klenby (obr. 5.1, 5.4, 5.5) je rovněž tvořeno převážně migmatity a prostoupeno varisky různě deformovanými a metamorfovanými typy kambroordovických ortorul (Hegner, Kröner, 2001; Kröner et al., 2001). V nich jsou rozptýleny drobné čočky eklogitů (Bakun-Czubarov, 1998). Metabazity, vystupující hlavně jako ložní či pravé žíly, mají většinou intradeskový charakter (Floyd et al., 1996). Do migmatitů jádra klenby jsou zavrásněny nebo imbrikovány horniny stróňské skupiny (pararuly, svory s vložkami kvarcitů a vápenců), které se vyznačují celkově nižší metamorfózou v podmínkách amfibolitové facie. Ze vztahů žilných lamprofyrů, jejichž U-Pb datování zirkonů vykazuje stáří 492 Ma (Kröner et al. 2001), a které protínají metamorfní foliaci, tito autoři vyvozují starokaledonské stáří metamorfózy. Řada dalších datování (Bröcker et al., 1997; Brueckner, 1991;Turniak et al. 2000; Marheine et al. 2002) však ukazuje, že horniny jádra klenby prodělaly kromě variské HP-HT metamorfózy (cca 390-370 Ma) také pozdější HT-LP reekvilibraci spjatou s rozsáhlou migmatitizací jádra klenby. Zvláštní postavení mají ve stavbě lugika novoměstské a zábřežské krystalinikum, které tvoří jihozápadní lem ("obalové" jednotky) orlicko-sněžnické klenby. Názory na jejich příslušnost se různí. Někteří autoři je řadili k tepelsko-barrandienské jednotce, další je považují za součást lugika. Na jihozápadě se noří pod uloženiny křídy (obr. 5.12), na sv. je olešnické-uhřínovské nasunutí odděluje tektonicky od jádra orlicko-sněžnické klenby, které je na něj nasunuto podle tohoto saxonského přesmyku. Novoměstské krystalinikum (obr. 5.11) je tvořeno převážně rytmicky uspořádaným komplexem biotiticko-muskovitických fylitů a metadrob s polohami bazických i kyselých metavulkanitů, které jsou metamorfovány v podmínkách facie zelených břidlic až epidotických amfibolitů. Metamorfní postižení klesá směrem k JZ do podloží české křídové pánve (obr. 5.12).
Krystalinikum zábřežské (obr. 5.13) leží v jv. prodloužení krystalinika novoměstského. Litologicky i metamorfní zonalitou se mu velmi podobá. Na rozdíl od předchozí jednotky jsou v něm více zastoupeny hrubší drobové facie, proti pelitickým, které převažují v krystaliniku novoměstském. V jižní části jednotky jsou droby a břidlice přeměny na páskované fylity, v severní více metamorfované části až na svory až ruly. Dělítkem je horizont kvarcitů s metakonglomeráty, které obsahují granitoidní valouny. Vložkové horniny tvoří kvarcity, zelené břidlice až amfibolity. Charakteristickým členem zábřežského krystalinika jsou polohy křemenných dioritů a tonalitů. Jejich ekvivalenty jsou též v sousedních jednotkách - poličském a staroměstském krystaliniku, na které struktury zábřežského krystalinika navazují.
Stáří protolitu sedimentárních hornin není známo, většina autorů uvažuje na základě analogie s drobovými komplexy v plášti lužického plutonu, případně tepelsko-barrandienského oblasti, tj. o neoproterozoickém stáří sedimentace. Není však vyloučeno, že méně metamorfované části zábřežského krystalinika mohou být i staropaleozoického stáří. Východní lem orlicko-sněžnické klenby tvoří krystalinikum staroměstské. Od silezika, jej odděluje nýznerovské nasunutí. Staroměstské krystalinikum, tvoří různé typy svorů a rul (obr. 5.14), soustředěné v západní části, do nichž se vkládají polohy bimodálních metavulkanitů a metagaber kambroordo-vického stáří, které převládají v jeho východní části. Součástí krystalinika jsou i drobná tělíska ultrabazik. Staroměstské krystalinikum je interpretováno jako součást systému kambroordovických riftů, podle kterých došlo k oddělení sasko-durynského mikrokontinentu. V době variské suturace se tato zóna stává kořenovou zónou variských příkrovů vysouvaných na okraj kadomského bloku brunovistulika. V průběhu variské orogeneze (cca 340 Ma) do této jizvy itrudovalo protáhlé těleso tonalitu (Parry et al. 1997).
Variský
granitoidní magmatismus V závěru variské konvergence následovaly intruze pozdně syntektonických granitoidů, zlatostockého, strzelinského (340 Ma), krkonošsko-jizerského masivu 330-305 Ma (Pin, 1987; Pin et al., 1993; Kröner et al., 1994; Marheine et al. 2002) a ještě poněkud mladšího strzegomského masivu (271-281 Ma). Variské je i stáří kudowského a novohrádeckého masivu (obr. 5.15) v Orlických horách a patrně i synkinematické intruze tonalitů v zábřežském a staroměstském krystaliniku. Největší těleso krkonošsko-jizerského plutonu (obr.5.16), které vystupuje v jádře antiformní struktury krkonošsko-jizerského masivu zapadá směrem k jihu pod svůj převážně paleozoický metamorfní plášť. Jeho mocnost je podle reflexní seismiky odhadována na několik km. V krkonošsko-jizerském masivu jsou zastoupeny jednak porfyrické biotitické granity (liberecký granit) a jeho hrubozrnná varieta jizerský granit (Klomínský, 1969), hybridní amfibol-biotitický fojtský granodiorit a při jižním okraji mezi Libercem a Jabloncem i dvojslídný tanvaldský granit. S intruzemi granitoidů se časově překrývá permokarbonský vulkanismus a sedimentace kontinentální intramontánní molasy v podkrkonošské a vnitrosudetské pánvi.
|
