6. Moravosilezikum - moravskoslezská oblastMoravskoslezská oblast (moravosilezikum) je nejvýchodnější částí Českého masivu (viz obr. 1.6 a 6.1). Vyznačuje se celou řadou specifických znaků, které ji odlišují od jednotek, které byly součástí armorické skupiny mikrokontinentů. V rámci zonality evropských variscid přísluší rhenohercynské zóně (viz obr. 1.4). Východní část této oblasti označovaná jako brunovistulikum je předpolím dvou orogénů - na západě orogénu variského, na východě alpínského orogénu Západních Karpat. Moravskoslezská oblast byla původně jednotným blokem, který byl součástí avalonsko-kadomského orogénu, rozprostírajícího se při severním okraji gondwanské pevniny. Variská kolize této jednotky s lugodanubikem však způsobila, že západní část moravoslezika byla silně varisky přepracována - rozlámána na dílčí korové segmenty a později deformována a metamorfována. Dnes tyto mobilizované segmenty vystupují v sileziku a moraviku (obr. 6.1). V důsledku silného tektometamorfního přepracování v rámci variské orogeneze, získaly odchylné znaky. Východní brunovistulická část však od konce kadomské orogeneze nebyla žádnou další orogenezí výrazněji postižena a je tedy epikadomskou platformní jednotkou, která byla později během variské i alpínské orogeneze deformována víceméně jen křehce. Moravosilezikum je na západě omezeno složitým systémem násunů (moravsko-slezské zlomové pásmo), které konvergují k předpokládané sutuře mezi lugodanubikem a brunovistulikem. Kosý průběh linie násunových linií a rozdílné denudační řezy však způsobuje, že se ve směru od severu k jihu s moravikem stýkají různé horninové komplexy (kulm, brněnský a dyjský masiv). Zčásti je styk obou jednotek překryt mladšími sedimenty permokarbonu boskovické brázdy.
Brunovistulikum, jako nedílná a významná součást moravosilezika vystupuje na povrch na větší ploše pouze v dyjském a brněnském masivu. Menší výskyty tvořené převážně opět granitoidními horninami a jejich metamorfním pláštěm, případně paleozoickým obalem, jsou obnaženy v izolovaných vyzdvižených tektonických krách v oblasti hornomoravského úvalu. Vertikálně lze moravosilezikum rozčlenit do dvou strukturních pater: kadomského a variského. V západní mobilizované zóně moravosilezika byl kadomský fundament, spolu s paleozoickým pokryvem, intenzivně varisky deformován a metamorfován. Intenzita deformace a metamorfózy paleozoického pokryvu brunovistulika rychle vyznívá směrem k východu. Orlovská vrásovo-násunová struktura je nejvýchodnější významnou strukturou a v zásadě i okrajem variské orogenní fronty v rámci hornoslezské pánve. Východně od této struktury nejsou již paleozoické sedimenty významněji postiženy variskými duktilními násunovými deformacemi, i když v posledním období byly násunové struktury variského akrečního klínu zjištěny i východně od orlovské struktury ve východní části karvinské dílčí pánve.
Brunovistulikum je kadomským krustálním blokem (mikrokontinentem), při jeho západním okraji (moravikum a silezikum) varisky přepracovaným. Jeho větší část je skryta pod sedimenty příkrovů vnějších Karpat, karpatské předhlubně, autochtonních mezozoických a terciérních platformních formací jv. svahu Českého masivu a paleozoických jednotek (kambrium až sv. karbon). Kadomský podklad vystupuje na povrch od jihu k severu pouze v dyjském masivu, brněnském masivu a ostrůvcích krystalinika v hornomoravském úvalu. V zakryté části se povrch kadomského fundamentu svažuje převážně směrem k V, kde se v podloží flyšových příkrovů nachází v hloubkách 5 až 10 km (Suk et al., 1991). Do podobných hloubek se kadomské podloží zanořuje v oblasti Nízkého Jeseníku k SZ až SSZ i pod mocné sedimenty devonu a spodního karbonu (kulmu). Je tedy patrné, že charakter reliéfu brunovistulika byl ovlivněn procesy vytváření variského a alpínského akrečního klínu. Reliéf jednotky je však silně ovlivněn příčnými sz. - jv. (tzv. sudetskými) zlomy, které byly velmi pravděpodobně aktivní již během sedimentace devonu a karbonu. Většina z nich z nich však byla však aktivována, resp. reaktivovány i během mezozoika a terciéru. Často inverzní pohyby na těchto zlomech způsobily, že hloubka kadomského patra i mocnost paleozoického a mezozoického pokryvu se liší v jednotlivých jeho úsecích. Nejvýznamnějšími strukturami jsou v tomto ohledu zejména zlomy nesvačilského a vranovického příkopu oddělující jihomoravský a středomoravský blok, zlomy konické a hornomoravského úvalu, které na sv. oddělují středomoravský a severomoravský blok. Kadomský fundament brunovistulika lze rozdělit na základě geochemického charakteru kůry a zčásti i protolitového stáří granitoidních hornin do tří dílčích celků (teránů) - dyjského na JZ, metabazitové zóny, která zaujímá centrální pozici a je přirozenou hranicí mezi oběma zbývajícími terány a rozsáhlého slavkovského teránu, který tvoří sv. část brunovistulika (např. Finger et al., 1997; Finger, Steyrer, 1995). Dyjský terán je tvořen převážně draslíkem bohatými biotitickými a dvojslídnými granodiority a granity, které podle Sm-Nd a Sr izotopických dat představují vyzrálejší partie kadomské kůry, vzniklé na aktivním kontinentálním okraji Gondwany. Součástí preintruzivní suity jsou zbytky poměrně silně metamorfovaného pláště, představovaného různými typy rul a migmatitů a svrchnoproterozoického obalu, který patrně reprezentují pouze slabě přeměněné fylitické horniny. Podle dostupných radiometrických údajů představují granitoidy tohoto teránu starší část intruzivní suity brunovistulika (620- 590 Ma) - (Friedl et al., 1998). Horniny dyjského teránu v současném erozním řezu vystupují na povrch v dyjské klenbě a západní části brněnského masivu, z. od metabazitové zóny a zejména v Horním Rakousku, kde mají největší plošné rozšíření. Směrem k východu se noří pod sedimenty karpatské předhlubně a paleozoické a mezozoické jednotky platformního pokryvu brunovistulika.
Horniny dyjského masivu a západní části brněnské masivu, které sahají až k okrajovému zlomu boskovické brázdy tvoří autochtonní podklad varisky přepracovaných jednotek moravika. Proto jsou granitoidy v blízkosti styku s příkrovy moravika silně varisky deformovány - mylonitizovány (obr. 6.3). Jejich varisky retrográdně přepracované ekvivalenty a horniny pláště (deblínská skupina) vystupují v parautochtonní pozici v jádře svratecké klenby moravika. Shodné geochemické rysy a protolitová stáří bítešské ruly, rul nectavského a svinovsko-vranovského krystalinika a granitoidů dyjského teránu ukazují, že tato část brunovistulika byla během variské orogeneze začleněna do příkrovové stavby moravika. Horniny krhovického krystalinika a krystalinika jižní části miroslavské hrástě, které leží ve strukturním nadloží této části brunovistulika, jsou nejčastěji interpretovány jako příkrovové trosky přesunutého moldanubického příkrovu (Suess, 1912; Dudek, 1962).
Metabazitová zóna (viz obr. 6.1) je pouze několik km široký pruh převážně bazických intruzivních i efuzivních hornin přibližně S-J směru sledovatelný od sz. okolí Blanska přes Brno směrem k Břeclavi. V podřízeném množství jsou však zastoupeny ultrabazické ale i kyselé horniny. Pokračování pod sedimenty boskovické brázdy na SZ i pod jednotky Západních Karpat na JV je dosud nejasné. Zatímco v západní části převažují bazická intruziva, metadiority, metagabra, ve východní části jsou zastoupeny i efuzivní členy převážně tholeiitické metabazity, pronikané žilami metaryolitů a metadoleritů. U-Pb stáří zirkonů z metaryolitů (725 ± 15 Ma Finger et al., 2000) pronikajících tholeiitické horniny je dokladem, že metabazitová zóna představuje relikt kadomské ofiolitové jizvy, modifikovaný během variské kolize brunovistulika s moldanubikem. Metabazitová zóna je tedy nejstarší částí brunovistulika a zároveň představuje nejstarší bazický komplex inkorporovaný do stavby středoevropských variscid. Slavkovský terán zahrnuje zbylou část brunovistulika v. od metabazitové zóny. Na povrch vystupuje pouze ve východní části brněnského masivu a ostrůvcích krystalinika v hornomoravském úvalu. Patří k němu patrně i kladecké fylity, vystupující z podloží kulmu na Drahanské vysočině. V jižní a jihovýchodní části je tvořen primitivnějšími alkalicko-vápenatými amfibolicko-biotitickými granodiority a tonality. V oblasti drobných výskytů krystalinika v hornomoravském úvalu dominují kontaktně metamorfované chloriticko-biotitické fylity pronikané hruborznnými pegmatoidními granity nebo biotitickými granodiority. Fylity přecházejí v jihomoravském i středomoravském bloku směrem k JV do výše metamorfovaných dvojslídných pararul a biotických pararul s granátem a sillimanitem, které jsou spolu s migmatity dominující horninou v severomoravské části slavkovského teránu (obr. 6.4). Granotoidní horniny jsou zde zastoupeny pouze na podřízené ploše.
Moravikum a silezikum Moravikum a silezikum, spolu s dalšími drobnými výchozy představují segmenty kadomské kůry brunovistulika, který byly spolu se svým paleozoickým (patrně převážně devonským) obalem mobilizovány (deformovány a metamorfovány) během spodnokarbonské kolize brunovistulika a lugodanubika (moldanubika a lugika). Vystupují v řadě kleneb či strukturních elevací v podloží lugodanubického nasunutí. Od jihu k severu jsou to strukturní klenby dyjská a svratecká. Spolu se strukturně podobnými segmenty nectavského a svinovsko-vranovského krystalinika jsou tyto jednotky označovány jako moravikum. Příčné sz. - jv. zlomy labské tektonické zóny moravikum oddělují od silezika, které je reprezentováno od východu k západu strukturními klenbami desenskou, keprnickou a velkovrbenskou. V depresních zónách, případně v oblastech dílčích příkrovových násunů mezi jednotlivýmí klenbami silezika je zachován ve větší míře jejich převážně devonský obal (starší paleozoické jednotky nebyly dosud paleontologicky doloženy).
Stavba obou jednotek se vyznačuje inverzní metamorfní zonálností a existencí východovergentní variské příkrovové stavby, do které byly zahrnuty jednotky kadomského fundamentu a paleozoických vulkano-sedimentárních sledů. Intenzita variské deformace klesá v jednotlivých dílčích příkrovech generelně od západu k východu směrem od tektonického nadloží do podloží. Kromě složitější vnitřní stavby, projevující se opakováním několika klenbových struktur, je jedním z hlavních rozdílů mezi moravikem a silezikem intenzita postižení a deformace devonského obalu. Zatímco v dyjské a svratecké klenbě je devon (viz obr. 6.3, obr. 6.5) metamorfován pouze v nižší části facie zelených břidlic, v jednotkách silezika je často metamorfován až v amfibolitové facii (viz obr. 6.6). Intenzita metamorfózy devonských obalů tedy roste od jihu k severu, patrně ve stejném směru se zvětšuje i velikost zkrácení variského akrečního klínu během variské orogeneze (srovnej např. obr. 6.5 a 6.6).
Moravikum dyjské klenby je soustava krystalinických příkrovů nasunutých během variské kolize moldanubika a brunovistulika na okraj brunovistulického mikrokontinentu, reprezentovaného kadomským fundamentem dyjské klenby a jeho devonským obalem, který je však skryt pod terciérními sedimenty karpatské předhlubně (viz obr. 6.1). Od tektonického podloží do nadloží je to tzv. spodní morávní příkrov, který je tvořen slabě metamorfovanými fylitickými horninami tzv. lukovské skupiny (Batík, 1999). Kromě různých typů fylitů jsou jeho součástí také vložky zelených břidlic, kvarcitů a ve svrchní části na styku s bítešskou rulou rovněž erlánů a mramorů. Stáří této jednotky není dosud známo, podle vztahů k fundamentu (intruze granitoidů podobných horninám dyjského masivu) je tato jednotka považována za neoproterozoickou (Batík, 1999) nebo staropaleozoickou (Svoboda, Prantl, 1951). V tektonickém nadloží spodního morávního příkrovu spočívá svrchní morávní příkrov tvořený deskovitým tělesem bítešské ortoruly a pravděpodobně jeho metamorfním pláštěm, který tvoří převážně metasedimenty tzv. vranovské skupiny. V této jednotce dominují různé typy stauroliticko-granátických svorů, směrem do nadloží přibývá biotitických pararul. Vložkové horniny tvoří tremolitické mramory, kvarcity a amfibolity. Jelikož bítešská ortorula geochemicky i geochronologicky odpovídá kadomským granitoidům západní části brunovistulika (Friedl et al., 2000), v případě intruzivního vztahu jsou i horniny vnějších fylitů minimálně neoproterozoického stáří. Na základě poněkud odchylné litologie bývá vyčleňována některými badateli jako zvláštní jednotka tzv. svorová zóna (šafovská skupina), která byla naopak rakouskými geology dříve považována za produkt retrográdní metamorfózy moldanubických hornin (Suess, 1912; Preclik, 1926). Českými autory je moravská svorová zóna považována za samostatnou litotektonickou jednotku v podloží moldanubického nasunutí, svojí strukturní pozicí ekvivalentní svrateckému a letovickému krystaliniku. Podle některých českých autorů např. (Dudek, 1971) jsou k moraviku řazeny i jednotky vystupující v údolí Dyje z. a jz. od Vranova nad Dyjí, které jsou rakouskými geology považovány již za součást moldanubika. Svratecká klenba je klasickou oblastí, v níž lze doložit variské přesunutí příkrovů moravika přes brunovistulický paraautochton (obr. 6.3), který spolu s devonským obalem vystupuje v jádře klenby v jv. okolí Tišnova ve dvojitém tektonickém okně (Jaroš, Mísař, 1974). Zešupinatění devonského obalu závistské (obr. 6.6) a květnické jednotky (spodno až střednodevonská klastika a svrchnodevonské vápence - obr. 6.3) spolu s podložním kadomským basementem reprezenovaným retrográdně postiženými migmatity a pararulami, pronikanými kadomskými intruzivy odlišuje stavbu jádra svratecké a dyjské klenby. Morávní příkrovy reprezentované příkrovem vnitřních fylitů (skupina Bílého potoka) a příkrovem bítešské ruly s pláštěm vnějších fylitů (olešnická skupina) se jak strukturní pozicí, litologicky i metamorfně shodují s obdobnými jednotkami v klenbě dyjské (lukovská = perneggská skupina, vranovská skupina). Podobně jako v dyjské klenbě je vyčleňována v nadloží morávních jednotek svorová zóna, která má litologicky i metamorfně mnoho společných znaků s letovickým a svrateckým krystalinikem bohemika (přítomnost metagaber, ortorul, granátických svorů). Charakteristické červené migmatity svrateckého krystalinika, v tektonickém nadloží morávních příkrovů, které jsou přítomny i ve východním křídle klenby a dokládájí, že čelo moldanubického příkrovu zasahovalo minimálně až k okraji boskovické brázdy. Šikmá kolize brunovistulika s moldanubikem způsobila, že dominantní směr tektonického transportu je k ssv. (obr. 6.5). Východní složka pohybu, která byla dříve považována za dominantní, však dosahuje také řádu desetikilometrových násunů. Za součást moravika jsou považovány i dvě malé tektonicky omezené kry, vyzvednuté z podloží kulmu a permokarbonu boskovické brázdy v těsném sousedství předpokládaného pokračování násunových struktur moravsko-slezského zlomového pásma, v tomto úseku označovaného jako tzv. vacetínské nasunutí. Jižnější kra nectavská, omezená systémem sz. - jv. konických zlomů vystupuje z podloží transgredujícího permokarbonu boskovické brázdy v. od Jevíčka (obr. 6.1). Její stavba se podobá v mnohém stavbě v dyjské i svratecké klenbě. Nectavská rula, geochemicky korelovatelná s bítešskou (Hanžl, 1994) je nasunuta k SV na komplex fylitických hornin s karbonáty, které odpovídají vnitřním fylitům (skupina Bílého potoka). Při severním okraji vystupují z podloží kulmu i patrně devonské karbonáty obalu brunovistulického parautochtonu. Svinovsko-vranovské krystalinikum tvoří úzký pruh krystalinika uvnitř mezi tzv. mírovským kulmem a kulmem Drahanské vrchoviny. Na západě se tektonicky stýká podél vacetínského nasunutí s nadložním zábřežským krystalinikem. Jeho stavba se od nectavského krystalinika dosti liší. Jeho dílčí jednotky jsou výrazně protaženy sv. - jz, směrem. Od západu k východu vystupuje těleso kataklastických žul a komplex biotických fylitů až granátických svorů s vložkami kvarcitů, amfibolitů a vápenců. Litologie i vyšší intenzita metamorfózy metasedimentární sekvence, odpovídající amfibolitové facii (cca 600 °C) svědčí spíše pro její paralelizaci s vnějšími fylity (olešnickou skupinou) svratecké klenby (Němečková, Babůrek, 1999). Jelikož korelace kataklastické žuly od Vranové s bítešskou rulou nebo horninami pře devonského podkladu není dosud prokázána, zůstává variská příkrovová stavba tohoto krystalinika dosud nedostatečně objasněna. Silezikum je plošně nejrozsáhlejší a nejširší úsek varisky přepracovaného kadomského basementu mezi varisky nedeformovaným brunovistulikem na východě a armorickými mikrokontinenty na západě (obr. 6.2). Silezikum buduje podstatnou část pohoří Hrubého Jeseníku a při hranicích s Polskem také Vidnavskou pahorkatinu. Západní hranici s lugodanubikem tvoří nýznerovské a ramzovské nasunutí, východní tektonickou hranici vůči převážně flyšovým sekvencím pak západovergentní andělskohorské nasunutí. Na jihu je zlomy labské linie, konkrétně bušínským zlomovým pásmem tektonicky oddělena od moravika. Na severu se noří v Polsku pod mladší kvartérní uloženiny. Na jednotkách silezika lze nejlépe rekonstruovat variský geotektonický cyklus. Začal devonským riftingem kadomské kůry a vznikem úzkých riftových bazénů s bimodálním vulkanismem, který později vystřídala produkce magmat převážně tholeiitického charakteru, které dokládají zrychlení procesů rozpadu kadomské kůry. Kadomská kůra je tak rozčleněna do dvou ztenčených a nakloněných ker, které dnes vystupují v desenské a keprnické klenbě. Oddělovaly je relativně úzké devonské pánve, jejichž výplň je v dnešní invertované podobě zastoupena v zóně červenohorského sedla mezi desenskou a keprnickou klenbou, pásmem Branné, případně částí hornin velkovrbenské klenby (obr. 6.7).
Ve spodním karbonu došlo ke konvergenci lugodanubika a brunovistulika. Kadomský fundament i devonský obal byly intenzivně deformovány během vytváření variského akrečního klínu (obr. 6.8). V závěru spodního karbonu a ve svrchním karbonu jsou během pokračující šikmé konvergence lugické a brunovistulické domény vysouvány směrem k SV na nedeformované brunovistulické předpolí. Orogenní fronta migrovala v čase i prostoru od Z k V, což dokládá k východu klesající Ar-Ar stáří (340-300 Ma Maluski et al., 1995) i překládání osy předhlubňové pánve a pánve předpolí. Zatímco předpolí bylo během spodního karbonu v kompresi, hluboce subdukované korové segmenty na západě byly v závěrečných fázích exhumovány již v extenzním režimu. Extenzi doprovázejí intruze variských granitoidů, které neznáme z oblasti moravika. Výrazným rozdílem ve srovnání s moravikem je výraznější začlenění devonských komplexů do variských subdukčních procesů. Devonské komplexy (obr. 6.6) prodělaly během subdukce rozčleněného okraje brunovistulika barrovienskou metamorfózu až v podmínkách amfibolitové facie (600°C, 6-8 kbar - Cháb et al., 1990). I přesto byla na několika místech v devonských metamorfitech odpovídajících amfibolitové facii nalezena poměrně bohatá devonská společenstva fauny (Chlupáč, 1989). Podobně jako v moraviku, je i v sileziku vyvinuta barrovienská metamorfní inverzní zonálnost od chloritové zóny na východě až po kyanitovou zónu na západě při hranici s lugikem (Souček, 1978).
Hlubší erozní řez, a podstatně větší ztluštění variské kůry, mělo za následek natavení spodních částí kůry a průnik variských granitoidních těles (viz obr. 6.13) reprezentovaných především žulovským plutonem (obr. 6.9), šumperským masivem a několika drobnějšími masivky, jejichž stáří se pohybuje kolem 340 Ma (Jedlička, 1995; Hegner, Kröner, 2000). Všechny masivky mají alkalicko-vápenatý chemismus a reprezentují korovým tavením slabě ovlivněné I-typy magmat. Variské intruze způsobily prohřátí pláště, v němž docházelo k vysokoteplotní nízkotlaké reekvilibraci barrovienských minerálních asociací, doprovázených blastézou andalusitu a sillimanitu. Dalším rozdílem proti moraviku je i podstatně větší zkrácení prostoru a tedy i větší allochtonita jednotek ve srovnání s jednotkami moravika.
Tektonicky nejnižší parautochtonní jednotkou silezika je desenská klenba, rozdělená příčným sz.-jv. běžícím bělským zlomem na dílčí kry (kru Orlíku a kru Pradědu). Vyznačuje se nejnižším stupněm variské deformace kadomského fundamentu, který má často charakter retrográdních procesů (nepenetrativní mylonitizace a fylonitizace) granitoidů (viz obr. 6.10) a biotitem bohatých migmatitů stromatitického nebo oftalmitického typu s vložkami amfibolitů. Devonský obal (obr. 6.11), který tvoří bazální klastické členy (kvarcity, kvarcitické fylity, ojediněle konglomeráty) a mladší vulkanosedimentární komplexy (bimodální vulkanity a jejich tufy, fylity až svory s vložkami karbonátů - obr. 6.12) místy více než km mocnosti, je metamorfován prográdně ve facii zelených břidlic až amfibolitové. Vystupuje především v rámci široké zóny silezika reprezentované vrbenskou skupinou a jejími ekvivalenty vyskytujícími se západně (např. v zóně Červenohorského sedla atd.). Stratigraficky patrně zahrnuje spodní až svrchní devon, i když paleontologické doklady jsou sporé. V důsledku tektonické imbrikace se různé části sledu několikrát opakují. Intenzita imbrikací roste k Z, nejvýraznější je v zóně Červenohorského sedla. V této tektonicky silně zkrácené zóně vystupují devonské masivy sobotínský a jesenický, které jsou tvořeny převážně devonskými tholeiitickými lávami, subvulkanickými členy a podřízenými ultrabaziky přeměněnými na různé typy amfibolitů (obr. 6.13) a gabroamfibolitů.
V nadloží této zešupinacené zóny vystupuje kadomský basement opět v klenbě keprnické. Je reprezentován varisky silněji přepracovanými keprnickými ortorulami a staurolitickými svory, které obsahují vložky erlánů a kvarcitů. Další významnou jednotkou oddělující keprnickou klenbu od nejvyššího příkrovu silezika představuje zóna Branné, která je tvořena silně stlačenými a metamorfovanými klastiky (kvarcity, konglomeráty (viz obr. 6.6), výše pak grafitické fylity až svory, vápence a erlány. Zóna Branné je opět tektonicky silně zkráceným devonským bazénem riftogenního charakteru. Strukturně nejvyšším a nejvíce metamorfovanou doménou, omezenou na Z nýznerovským a na V ramzovským nasunutím je pestrý komplex hornin velkovrbenské klenby. Sestává z kadomského basementu (Kröner et al., 2000) a patrně silně metamorfovaného devonského obalu, který je tvořen metapelitickými horninami s hojnými vložkami karbonátů a kvarcitů, kyselých i bazických metavulkanitů. Obě jednotky byly během devonské subdukce brunovistulika subdukovány až do hloubek přes 50 km, což odpovídá minerálním paragenezím v granát-kyanitických svorech a eklogitech (Žáček, 1996).
Paleozoikum moravskoslezské oblasti Paleozoické (variské strukturní patro) představuje samostatný variský vývojový cyklus na stabilní, ale i mobilizované západní zóně brunovistulika. Výraznými úhlovými diskordancemi je odděleno od staršího cyklu kadomského, během něhož vznikl fundament brunovistulika. Podle současných znalostí tvoří pokryv kadomského fundamentu brunovistulika na našem území kambrium (nově zjištěno v hlubokých vrtech na Němčičky-3 a Měnín-1 na jv. od Brna (Roth 1981; Jachowicz, Přichystal, 1997), silur (doložen na lokalitě u Stínavy jz. od Prostějova - viz obr. 6.2) a zejména plošně velmi rozsáhlé komplexy devonu, spodního až svrchního karbonu. Faciální souvislosti zejména devonského pokryvu moravika , silezika a brunovistulika jsou jedním z dalších dokladů, že všechny jmenované jednotky byly součástí původně jednotného mikrokontinentu, jehož západní část se začala v devonu diferencovat do systému úzkých riftových pánví (Grygar, Vavro 1995; Schulmann, Gayer 2000). Tyto termálně změkčené domény se pak během spodnokarbonské kolize lugodanubika s brunovistulikem staly místy největšího zkrácení a nasouvání variských příkrovů silezika na brunovistulické předpolí (obr. 6.8). Paleozoický pokryv moravskoslezské oblasti má značný plošný rozsah. Devonské a spodnokarbonské komplexy vystupují v dnešním erozním řezu na rozsáhlých areálech v Hrubém Jeseníku, Nízkém Jeseníku a na Drahanské vrchovině. Plošně méně rozsáhlé výskyty devonu a spodního karbonu (mimo hlavní výskyty na Drahanské vrchovině) jsou rozptýleny podél východního okrajového zlomu boskovické brázdy (od Miroslavské hrásti až po Boskovice) a ve vyzvednutých krách v Hornomoravském úvalu. Nejzápadnějšími výskyty pouze slabě deformovaného devonského pokryvu jsou odkryvy v tektonickém okně pod morávními příkrovy v jádře svratecké klenby u Tišnova (obr. 6.3, 6.5). Rozsáhlé plochy devonských a karbonských hornin jsou skryty pod sedimenty karpatské předhlubně a příkrovy vnějších flyšových Karpat. Vrty je doloženo jejich pokračování na sv., v. a jv. až ke slovenským hranicím. Protože rozsah silurských a kambrických hornin není dosud přesněji znám bude charakterizován jen významnější část devonsko-karbonského pokryvu. Devon je počátkem nového sedimentačního cyklu, který začal velkou transgresí na povrch brunovistulika zarovnávaný dlouhou erozí. Transgrese začala v severnějších částech patrně během spodního devonu a elevační oblasti, jako byla např. oblast nynějšího moravského krasu, byly zaplaveny ve středním devonu. Sedimetace plynule pokračuje až do spodního karbonu. Během zaplavování pasivního okraje brunovistulického kontinentu docházelo již od středního devonu, ale zejména ve svrchním devonu ke ztenčování kadomského fundamentu a vzniku úzkých, ale hlubokých riftových pánví, doprovázených bimodálním riftovým vulkanismem (Přichystal, 1990, Patočka, Valenta, 1996). Batymetrické rozdíly mezi jednotlivými segmenty se projevují ve faciálním vývoji sedimentů (viz obr. 6.14, 6.15), které můžeme rozdělit do čtyř základních faciálních vývojů (Chlupáč, 1994; Hladil et al., 1999): okrajového mělkovodního tišnovského, přechodního (ludmírovského) vývoje, hlubokovodního pánevního drahanského vývoje a platformního vývoje (vývoj moravského krasu).
Tišnovský vývoj je rozšířen při západním okraji devonského sedimentačního prostoru v dyjské a svratecké klenbě. Vyznačuje se značnými mocnostmi bazálních siliciklastických písčitých sedimentů (pískovců, slepenců - viz obr. 6.5) a extrémně mělkovodními karbonátovými sekvencemi středno až svrchnodevonského stáří. Ludmírovský vývoj reprezentuje sedimenty ukládané na svazích karbonátové platformy, která byla situována na východním stabilním podkladu kadomské platformy brunovistulika a dnes je převážně skryta pod sedimenty karpatské soustavy. Spojuje tedy znaky mělkovodního platformního vývoje a hlubokodního pánevního vývoje. Nad bazálními klastiky jsou vyvinuty pelagické břidlice stínavsko-chabičovského souvrství, které jsou typickým členem pánevního drahanského vývoje. Chybí v nich však větší mocnosti vulkanitů. Nadložní vápencový sled naopak připomíná macošské souvrství platformního vývoje. V klasickém vývoji je odkryt v němčickém pruhu s. od moravského krasu a konicko-mladečském pruhu v s. části Drahanské vrchoviny. Větší část je však skryta pod sedimenty západní a centrální části kulmské pánve. Pánevní drahanský vývoj se vyznačuje převahou hlubokovodnější pelitické sedimentace, velkými mocnostmi sedimentů a hojnými tělesy synriftových vulkanitů, které teprve v závěru devonu vystřídaly poriftové vápencové facie (viz obr. 6.16). Vulkanosedimentární sekvence pánevního vývoje jsou rozšířeny zejména v riftogenezí postižené západní části brunovistulika, tj. na Drahanské vysočině. Největší rozšíření mají v Hrubém Jeseníku (vrbenský devon, šternbersko-hornobenešovské pásmo). Zatímco na Drahanské vysočině jsou anchimetamorfované, v západní části Hrubého Jeseníku jsou většinou silně metamorfované (vrbenská skupina v obalu desenské klenby má charakter fylitů až svorů). Bez paleontologických dokladů se k tomuto vývoji řadí i vulkanosedimentární sekvence jednotky Branné a velkovrbenské klenby, které však mají některé rysy připomínající spíše vývoj tišnovský. Bazické metavulkanity devonského stáří jsou nahromaděny v jesenickém a sobotínském masivu (zde i se subvulkanickými ekvivalenty) a šternbersko-hornobenešovském bradlovém pásmu (Barth, 1963; Přichystal, 1990; Přichystal et al., 1993), kde je doprovázejí ložiska synsedimentárních železných rud.
Platformní vývoj moravského krasu, který má velké plošné rozšíření na stabilní východní platformní části brunovistulika, se vyznačuje převahou mělkovodní karbonátové sedimentace (obr. 6.20) po celou dobu devonu a nepřítomností větších těles vulkanitů. Na povrch dnes vystupuje v moravském krasu a ostrůvcích krystalinika a paleozoika v hornomoravském úvalu (např. hranický devon - viz obr. 6.17)). Větší část této souvislé platformy je však skryta pod mladšími sedimenty karbonu a sedimenty karpatské soustavy (Chlupáč, 1994). Kontinentální a později i mořská klastika středno až svrchnodevonského stáří typu (načervenalé pískovce, slepence, prachovce a břidlice typu "old redu") místy dosahují anomálních mocností až 1,6 km (vrt Němčičky) je však možné, že spodní část pískovců a břidlic patří kambriu, jejich mocnost je však velmi proměnlivá. Nad nimi spočívají mocná vápencová souvrství macošského a líšeňského souvrství (obr. 6.18, 6.19), které přecházejí až do spodního karbonu. Jejich mocnost může dosáhnout až dvou kilometrů, mění se však v důsledku různé rychlosti synsedimentárních pohybů v jednotlivých krách.
Zvláštní postavení v rámci devonských sedimentů mají trnávecké břidlice, vystupující v okolí Městečka Trnávky (Chlupáč 1961). Fylitické břidlice se zachovalými zbytky střednodevonské fauny spočívají v nadloží hornin zábřežského krystalinika a v podloží tzv. mírovského kulmu, který tvoří pruh flyše sz. od kladeckých fylitů podloží brunovistulika jz. od Mohelnice. Část autorů tuto část komplexu drob, slepenců a břidlic označuje jako mohelnické souvrství a klade je do devonu (např. Hladil et al., 1999). Jiní autoři je považují za součást spodnokarbonského flyše, čemuž by nasvědčovala přítomnost valounů patrně devonských vápenců (Zapletal, 1994). Začátkem spodního karbonu se v důsledku počínající kolize brunovistulika s lugodanubikem mění charakter sedimentace v prostoru západního okraje brunovistulika. V předpolí od jihozápadu se nasouvajících příkrovů moldanubika a moravika se začala vytvářet synorogenní předhlubeň, kde karbonátovou sedimentaci vystřídaly mocné siliciklastické flyšové sledy, dosahující až několikakilometrové mocnosti (celková odhadovaná mocnost jednotlivých souvrství je 7 -8 km). Vytvářel se postupně sedimentární akreční klín. Na západě začala flyšová sedimentace již v blízkosti hranice spodnokarbonských stupňů turnai a visé. S postupující deformací okraje brunovistulika se depocentra přesouvají směrem k východu, kde je nástup flyšové sedimentace zaznamenán až ve svrchním visé (viz obr. 6.18). Sedimentace zde bez přerušení pokračovala až do začátku svrchního karbonu (namuru A). Proto docházelo k částečné redepozici starších sedimentů na Z do mladších jednotek na V pánve. Pro vývoj pánve měla velký vliv mobilita předflyšového podkladu, oslabené zóny se stávaly místem nejintenzivnějšího zkracování sedimentačního prostoru. Pánev byla rozčleněna do dílčích depresních a elevačních zón s rozdílnou mobilito, které se postupně zaplňovaly sedimenty a současně byly deformovány. Nejvýraznější mobilní zónou byla zóna šternbersko-hornobenešovského bradlového pásma (viz obr. 6.1), kde vystupují předflyšové jednotky devonu až spodního karbonu. Na západ od zóny šternbersko-hornobenešovského pásma jsou flyšové jednotky vrásněny a sunuty s vergencí k Z a nasouvány zpětně na devon vrbenských vrstev podle andělskohorského nasunutí (Cháb, 1990), na východ od této elevace devonského podkladu a kadomského fundamentu pak vrásy i s nimi spojené přesmyky mají vergenci k V směrem na předpolí (viz obr. 6.8). Spodnokarbonské sedimenty kulmské flyšové facie tj. rytmicky uspořádaná klastika, především droby a břidlice s polohami konglomerátů, budují rozsáhlé areály Nízkého Jeseníku a Drahanské vysočiny (obr. 6.1).Jde převážně o sedimenty ukládané různými typy subakvatických turbiditních proudů, bahnotoků a úlomkotoků, které byly zásobovány řekami, které přinášely hrubě klastický materiál z vyklenujících se jednotek moravosilezika a posléze i moldanubika. Tyto dva dílčí sedimentační prostory oddělují zlomy labské linie, v nichž jsou mocnosti karbonu silně povariský erozně redukovány. Drahanský a nízkojesenický vývoj kulmu se liší v řadě aspektů (viz obr. 6.21). Jesenický vývoj dosahuje větších mocností, podle řady znaků je většinou hlubokovodnější než drahanský. Rozsáhlé deltové vějíře račických a lulečských slepenců myslejovického souvrství dokládají větší blízkost pobřeží v stratigraficky nejvyšší jednotce kulmu v oblasti Drahanské vrchoviny a také v podloží miocénu předhlubně na jih od zlomového pásma Hané.
Na základě proudových indikátorů byly sedimenty do kulmské pánve přinášeny v současných souřadnicích od JZ podél osy dílčích pánví (Kumpera, Foldyna, 1992; Hartley, Otava, 2001), v menší míře pak od západu (Dvořák, 1993). Mocnost spodnokarbonských flyšových jednotek postupně klesá směrem k východu (viz obr. 6.22). Platformní karbonátová sedimentace se v této oblasti udržela až do svrchního visé.
V jesenické oblasti dělí elevace šternbersko-hornobenešovského pásma pánev na dvě samostatné strkturní deprese s rozdílnou výplní i stářím. Méně výrazným ekvivalentem této vnitropánevní elevace na Drahanské vrchovině je pruh výskytů šupin siluru a devonu, které vystupují na několika místech v okolí Stínavy (Dvořák, 1973; Chadima, Melichar, 1998). Západojesenická deprese je tvořena tmavými břidlicemi, prachovci a drobami andělskohorského souvrství a souvrství hornobenešovského, které podle analýzy těžkých minerálů (Hartley, Otava, 2001) byly dotovány materiálem z podložního devonu a slabě metamorfovaných komplexů moravika. Tyto jednotky byly silně deformovány a směrem k západu i epizonálně metamorfovány (obr. 6.23). Nový cyklus převážně jemněji rytmického flyše představuje nadložní moravické souvrství, které je rozšířeno již východně od šternbersko-hornobenešovského pásma ve východojesenickém synklinoriu, v němž starší jednotky nejsou známy.
Nejmladší cyklus v kulmské sedimentace představuje hradecko-kyjovické souvrství, které je rozšířeno v nejvýchodnějších částech jesenického kulmu (obr. 6.24) a v jeho nadloží již spočívají sedimenty paralické molasy ostravského souvrství hornoslezské pánve. Představují jej hrubě lavicovité droby, místy přecházející až do slepenců s vložkami břidlic. Směrem do nadloží přibývá jílovitých břidlic na úkor drob. Asociace těžkých minerálů (zejména granátů) ukazují, že hlavním zdrojem materiálu v době sedimentace těchto jednotek již byly horniny moldanubika a patrně také vynořený hřbet v oblasti dnešního hornomoravského úvalu. Odlišnosti drahanského vývoje kulmu a jeho obtížná přímá paralelizace s kulmem nízkojesenické pánve se projevila v samostatném litostratigrafickém členění drahanského kulmu (obr. 6.21). Jak ukazují sporá paleontologická data, celkový rozsah kulmské sedimentace je přibližně stejný. Na Drahanské vrchovině přecházejí hlubokovodní devonské sedimenty ponikevského souvrství nebo karbonáty líšeňského souvrství do jemnozrnných prachovitých břidlic březinských nebo velenovských protivanovského souvrství (Dvořák, 1993). Směrem do nadloží přibývá hruběji lavicovitých brodeckých drob s polohami slepenců. V jejich nadloží spočívá samostatný cyklus jemně rytmicky zvrstvených břidlic a podřízených drob rozstáňského souvrství. Nejmladší součástí Drahanského kulmu je myslejovické souvrství, které vystupuje při východním okraji Drahanské vrchoviny a v podloží předhlubně až po Slavkovsko - Dražovickou elevaci. Je faciálně velmi proměnlivé. Představuje proximální části výnosových kuželů delt v nichž dominují polymiktní, místy až blokové slepence s hojnými valouny granulitů, durbachitů a migmatitů moldanubika (Štelel, 1960;Vrána, Novák, 2000). Račické a lulečské slepence (oblast jz, od Vyškova) přecházejí k sv. v distálnější facie s vyšším podílem břidlic se svrchnovisézskou faunou. Stratigraficky i podle analýzy těžkých minerálů se částečně dají paralelizovat s hradecko-kyjovickým souvrstvím nízkojesenického kulmu.
Svrchnokarbonská uhlonosná molasa hornoslezské pánve Flyšové sledy v průběhu namuru vystřídala sedimentace nejdříve uhlonosné paralické a pak kontinentální molasy hornoslezské pánve (pro pozici včetně polské části viz obr. 6.2), prostorově se částečně překrývající s nejmladšími flyšovými jednotkami. Směrem od čela variské deformační fronty, kterou přestavují struktury michálkovické a orlovské vrásy, její mocnost prudce klesá na první stovky metrů (viz obr. 6.25). V beskydské oblasti se svrchnokarbonské sedimenty pod sedimenty a příkrovy Západních Karpat (obr 6.26) nalézají v hloubkách několika set metrů.
Sedimenty uhlonosného svrchního karbonu byly zastiženy vrty v hloubkách přes 2-4 km na pomezí jihomoravského a středomoravského bloku v oblasti Němčiček, Uhřic a Dambořic jv. od Brna (Dopita, Kumpera 1995). Jejich paleogeografická souvislost se sedimenty hornoslezské pánve není dosud zcela objasněna. Sedimenty paralické molasy ostravského souvrství s uhelnými slojemi dosahují mocnosti až přes 1,5 km. Původní mocnosti jsou však druhotně sníženy pozdější denudací. Hornoslezská pánev má zhruba trojúhelníkovitý tvar (viz obr. 6.2). Její nejižnější výběžky zasahují do okolí Frenštátu p. Radhoštěm, odkud se postupně rozšiřuje směrem k severu až k příčné sz. - jv. krakovské vrásovo-zlomové zóně. Na našem území vystupuje na povrch na malé ploše v Ostravě a jejím okolí (viz obr. 6.1). Většina pánve je však skryta pod sedimenty karpatské předhlubně a flyšovými příkrovy Západních Karpat (obr. 6.26). Hornoslezská pánev je naše největší černouhelná pánev se značnými zásobami černého uhlí, které jsou však skryty většinou v několika set metrové hloubce, která roste směrem k jihu i východu. Předhlubeň vznikla prohybem litosféry tektonickým a sedimentárním zatěžováním variskými příkrovy. Orlovská struktura (viz obr. 6.8, 6.27) ji rozděluje na rychle subsidující západní část s velkými více než 3 km mocnostmi sedimentů a platformní východní část, kde jsou mocnosti uhlonosných sedimentů podstatně menší.
Sedimenty uhlonosné molasy se plynule vyvíjejí z podložních kulmských sedimentů hradecko-kyjovického souvrství, které tvoří přímé podloží větší části hornoslezské pánve (např. Dopita et al. 1997). Nástup sedimentace paralické molasy ostravského souvrství indikuje tzv. Štůrovo mořské patro (namur A), jakožto první mořský horizont tohoto souvrství. Sedimentární výplň pánve se dělí se na dvě patra: paralickou molasu ostravského souvrství a kontinentální molasu souvrství karvinského, která je od ostravského souvrství oddělena stratigrafickým hiátem spojeným s denudací podložních jednotek. Stratigraficky mají sedimenty obou souvrství na našem území rozsah od namuru A do westphalu B, v Polsku sedimentace pokračovala až do svrchního karbonu (stefanu - viz obr. 6.2, 6.28).
Ostravské souvrství má cyklický charakter typický pro uhlonosné cyklotémy. Litologicky je tedy velmi pestré. Mnohokrát nad sebou se opakují nahoru se zjemňující cykly - pískovec, prachovec, sloj, jílovec s mořskou nebo brakickou faunou. Cykličnost byla způsobována řadou faktorů: např. periodickými relativními zdvihy mořské hladiny, kompakcí prouhelňující se rašeliny, klimatickými faktory apod. Obsahuje až 500 uhelných slojí, z nichž však jen část je těžitelná. Jejich počet i mocnosti klesají k východu. Nadložní kontinentální karvinské souvrství je zachováno v denudačních reliktech zejména v karvinské části pánve, dále na Jablunkovsku a Frenštátsku (v tzv. podbeskydské části pánve - viz obr. 6.2, 6.26, 6.30). Jeho mocnost dosahuje maximálně až 1 km. Po stratigrafickém hiátu se uložila až 15 m mocná sloj Prokop, která vznikla z rozsáhlého rašeliniště, které se vytvořilo na březích patrně velkého bezodtokého zarůstajícího se jezera. Na rozdíl od ostravského souvrství je mocnost transgresivně regresivních cyklů větší, počet uhelných slojí (obr. 6.29) je naopak nižší. Směrem do nadloží mocnost cyklů klesá, což je odrazem postupného vyznívání sedimentace.
Součástí ostravského souvrství jsou i četné vložky vulkanoklastického materiálu, zjílovatělé tufy (tzv. tonsteiny) či přeplavené tufity (brousky), jejichž mocnost může dosahovat až několika metrů. Jsou dokladem přetrvávajícího kyselého explozivního vulkanismu v oblasti formujícího se variského horstva a dnes představují významné korelační horizonty. Uložením variské uhlonosné molasy (tzv. pánve předpolí) je prakticky ukončen proces variské orogeneze, během níž vznikly základní rysy geologické stavby Českého masivu. Horský reliéf, který Český masiv získal během variských pochodů, je postupně erodován a peneplenizován, aby se posléze přeměnil po mnoha milionech let eroze v relativně stabilní epivariskou platformu.
|
