8. Platformní vývoj Českého masivu v období jury a křídy
K platformním jednotkám Českého masivu řadíme nezvrásněné převážně subhorizontálně uložené sedimentární komplexy, mezozoika, terciéru a kvartéru a doprovázející vulkanické horniny. Spočívají transgresivně na varisky zvrásněném podloží variscid (viz např. obr. 5.12). Mocnost jednotek platformního pokryvu silně kolísá, od několika metrů v případě kvartérních sedimentů do více než 900 m v případě nejhlubších osních partií české křídové pánve. Jednotky platformního pokryvu jsou většinou, s výjimkou flexur nebo vrás o velké vlnové délce, deformovány pouze křehce v blízkosti významných zlomových linií, které byly rejuvenovány během tzv. saxonské orogeneze. Počátek platformního vývoje klademe nejčastěji do triasu. Protože trias vystupuje z podloží křídy jen na malé ploše v podkrkonošské a vnitrosudetské pánvi a navazuje na podložní permokarbonské uloženiny, byl stručně charakterizován již v předchozí 7. kapitole (viz obr. 7.5).
Platformní sedimenty jury Jurské sedimenty se na území Českého masivu v současném erozním řezu vyskytují jen v drobných reliktech. V severních Čechách jsou vyvlečeny podél lužické poruchy z podloží sedimentů křídy např. u Krásné Lípy (obr. 8.1, 8.2 a 8.3) a Doubice. Plošně poněkud rozsáhlejší výskyty jsou v okolí Brna (Stránská skála, Švédské šance) a na několika lokalitách podél blanského prolomu v moravském krasu (např. Olomučany, Rudice - viz obr. 8.4). Jde většinou o středno až svrchnojurské sedimenty úzkého mořského průlivu (viz obr. 8.5), který spojoval boreální epikontinentální jurské moře na SZ s Tethydou v tektonické zóně labského lineamentu. Na bázi bývají většinou písčité sedimenty, které do nadloží přecházejí do vápenců a dolomitů. Celková mocnost nepřesahuje 100 m. Původně větší rozšíření jurských sedimentů dokazují nálezy valounů jurských rohovců v okolí Třebíče, Svitav i v oblasti předhlubně.
Mnohem větší plošný i stratigrafický rozsah i mocnosti
mají platformní jurské sedimenty na jv. svazích Českého masivu v
podloží předhlubně a flyšových jednotek (obr.
8.3). Spočívají transgresivně buď přímo na kadomském fundamentu
brunovistulika nebo na jeho paleozoickém pokryvu. Rozšířeny jsou v oblasti
jihomoravského bloku a části středomoravského bloku, po zhruba linii Brno-
Ždánice. Na jih pokračují až do podloží Vídeňského lesa a na východě daleko
do podloží flyšových jednotek Západních Karpat. Největších mocností dosahuje
jura ve vranovickém a nesvačilském příkopu (ve vrtu Němčičky bylo zastiženo
až 1,9 km jurských uloženin). Reliéf jurských sedimentů se poměrně prudce
sklání k V pod příkrovové jednotky. Zatímco v oblasti Pavlovských vrchů byly
jurské sedimenty vrty zastiženy v hloubkách 500 m, v oblasti Lednice již v
hloubkách přes 3 km. Jurský sled začíná transgresivní sekvencí spodní až
střední jury (liasu nebo doggeru) v níž jsou zastoupeny kontinentální i
mořské pískovce, slepence a jílovce. Koncem spodní a ve svrchní juře došlo k
významnému zdvihu hladiny. Při sz. okraji pánve se vytvořila karbonátová
platforma s převahou dolomitů a vápenců, která se k JV svažovala do
hlubokovodnějšího pánevního prostředí, kde sedimentovaly jílovito-karbonátové
sedimenty větších mocností. Jurské sedimenty místy přecházejí až do sp.
křídy.
Křída byla období s celkově teplým klimatem bez polárních čepiček a také období kdy docházelo k zrychlené tvorbě středooceánských hřbetů při otevírání nových velkých oceánů. Proto v jejím průběhu dochází k periodickým transgresím, během nichž byly relativně mělkými epikontinentálními moři zaplaveny značné části kontinentů, včetně převážné části Evropy (viz obr. 8.6). Český masiv byl velkým ostrovem, který byl v průběhu maximálního zdvihu mořské hladiny téměř zcela zaplaven (obr. 8.7), kromě j. a jz. části, tvořené moldanubikem, jz. částí tepelsko-barrandienské oblasti a pravděpodobně i malé části západních Sudet.
V souvislosti s otevíráním Atlantiku a horotvornými pochody v oblasti Tethydy byly oživeny pohyby na mladovariských sz. - jv. zlomech labské tektonické zóny (lužický přesmyk, železnohorský zlom aj. ) a vnitrosudetském zlomu, které měly v této době charakter pravostranných posunů (Uličný, 1997). Transtenze v prostoru labské zóny umožňovala dlouhodobý pokles dílčích segmentů variského fundamentu a zakládání nejdříve jezerních a pak i rozsáhlejší mořské pánve, jejíž rozsah se v průběhu cenomanu a zvláště turonu rychle zvětšoval. Tato pánev, která tvoří nejsouvislejší a nejmocnější část platformního pokryvu severní a střední části Českého masivu, je označována jako česká křídová pánev (obr. 8.8). Kromě této nejrozsáhlejší pánve však k ukládání křídových sedimentů docházelo ještě v několika dalších oblastech: v prostoru jihočeských pánví českobudějovické a třeboňské, v oblasti osoblažského výběžku, kam zasahovala pánev opolská a v oblasti jv. svahů Českého masivu, které byly periodicky zaplavovány z oblasti Tethydy již v průběhu sp. křídy a pak později ve svrchní křídě.
Česká křídová pánev je rozsáhlá pánev, která pokrývá značnou plochu v severních Čechách, Polabí a zasahuje až na Svitavsko. Podobně jako další křídové pánve v prostoru střední Evropy má její osa protažení sz. - jv. v souhlase s labskou tektonickou zónou. Mocnosti sedimentů v nejhlubší osní části dosahují přes 900 m, část sedimentů však byla odstraněna pozdější erozí, takže celková mocnost dosahovala přes 1 km. Sedimentace v prostoru pánve začala během spodního případně středního cenomanu ukládáním sladkovodních sedimentů peruckých vrstev (obr. 8.10).
Mořská transgrese zasáhla oblast České křídové pánve ve svrchním cenomanu a od té doby pokračovala mořská sedimentace plynule bez přerušení až do santonu. Původní rozsah české křídové pánve byl ještě větší, protože na s. jsou sedimenty pánve odděleny od přilehlých celků krystalinika a permokarbonu tektonicky (lužický přesmyk - obr. 8.11, olešnicko-uhřínovské nasunutí), zachovalé břežní útesové facie jsou známy pouze z Kutnohorska, Čáslavska (obr. 8.12, 2.18) a okolí Prahy. V západní podkrušnohorské části je část pánve zakryta uloženinami terciéru a terciérními vulkanity Českého středohoří. Terciér zakrývá i východní okraj křídové pánve na Svitavsku a Opatovicku. K částečné inverzi výplně pánve došlo během saxonské orogeneze během paleogénu (Coubal, 1990). Ve východních částech pánve vznikají ploché vrásové struktury v.-z. a sv.-jz. směru. Některé poklesové zlomy, byly po ukončení sedimentace invertovány jako přesmyky, proto je v jejich okolí část sledu erodována. Nejúplnější sled je zachován v oblasti Českého středohoří, kde byly křídové sedimenty uchráněny neogénní subsidencí a mocným vulkanickým pokryvem.
Ve vývoji české křídové pánve můžeme rozlišit tři hlavní fáze jejího vyplňování: spodní až střední cenoman, svrchní cenoman až sv. turon, coniac až santon. V první fázi docházelo k vyplňování dílčích depresí v ještě poměrně členitém reliéfu sedimenty říčních toků, ústících do jezerních pánví odvodňovaných patrně k severu. V té době se ukládaly bazální části peruckých vrstev představované konglomeráty, často červeně zbarvenými pískovci a jezerními jílovci, někdy i se slojkami uhlí. Druhá fáze vyplňování pánve začala ve svrchním cenomanu. Z oblasti Tethydy přišla mořská transgrese, sladkovodní sedimenty byly plynule vystřídány lagunárními sedimenty, které směrem do nadloží plynule přecházejí do facií marinních často glaukonitických pískovců korycanského souvrství. Mělkomořské křemenné pískovce, často charakteristicky proudově zvrstvené, představují sedimenty pobřežních valů, bariérových ostrovů apod. Během svrchního cenomanu dosáhla transgrese svého vrcholu, což se projevilo nástupem pelagických facií sedimentů - tmavších prachovců a jílovců. Cenomanské sladkovodní sedimenty mají většinou řádově desetimetrové mocnosti, výjimečně přesahují 100 m. Protože vyplňují deprese reliéfu, nejsou zastoupeny po celé ploše pánve. Nadložní vrstvy mají již téměř celopánevní rozšíření, kromě dílčích elevací, které byly zaplaveny až během turonu (útesové facie v okolí Prahy, Kolínsku a Kutnohorsku). Po dílčím hiátu na počátku turonu, který se projevil erozí nebo kondenzovanou sedimentací glaukonitických poloh dochází opět k velké transgresi, během níž se pánev dále rozšířila a byly zaplaveny poslední elevace. Proto se na většině území pánve ukládaly prachovité vápnité slínovce - opuky bělohorského souvrství, na menších plochách pak slinité vápence. Pouze v oblasti lužické, kde docházelo k nejrychlejší subsidenci dna pánve a z lužického ostrova bylo dodáváno do pánve velké množství písčitého materiálu, pokračovalo ukládání kvádrových pískovců (obr. 8.13). Kvádrové pískovce spodno- až svrchnoturnského stáří s typickými šikými zvrstveními až mnohametrového řádu, jsou obnaženy v oblasti skalních měst na Děčínsku, Českém ráji (obr. 8.14) a polické pánvi a jsou interpretovány buď jako sedimenty migrujících podvodních dun (Skoček, Valečka, 1983) nebo jako sedimenty mělkovodních delt (Uličný 2001), které progradovaly od severu k jihu hluboko do pánve (např. až na Boleslavsko a Kokořínsko). Většina skalních měst je tvořena pískovci jizerského souvrství, které mohou dosahovat mocnosti až 400 m. Směrem do pánve jsou jizerské pískovce zastupovány vápnitými jílovci a slínovci. Mocnost jizerských pískovců je minimální v oherské části pánve.
Poslední etapa začala výraznou dílčí transgresí na bázi teplického souvrství, kde dominují prachovito-písčité sedimenty, které pak přecházejí do slínovců (obr. 8.15), místy s polohami mikritových vápenců. Pouze místy se ještě udržela písčitá sedimentace. Zrychlená subsidence vyvrcholila v době ukládání březenského souvrsví, které má vyšší příměs nezralého materiálu (živců, úlomků hornin) a dosahuje značných mocností (až 550 m). Rozšířeno je v ohárecké části pánve a centrální části pánve od Hradce Králové ke Svitavám. Ve svrchní části přechází až do flyšoidního vývoje, v němž se střídají pískovce s jílovci. Oblasti zvýšené subsidence se přesunuly do východních částí pánve - např. kladského prolomu a oblasti Svitavska. Nejmladší merboltické souvrství tvořené jemnozrnnými pískovci se zachovalo pouze v zakleslých krách v Českém středohoří.
Jihočeské pánve
Jihočeské pánve českobudějovická a třeboňská jsou intramontanní tektonicky založené deprese na zlomech sz.-jv. a ssv.-jjz. směru (Malecha, 1965) situované prakticky v centrální části moldanubika. Vznikly ve svrchní křídě jako výsledek tektonických saxonských pohybů, které byly reakcí na násuny alpínských příkrovů na jejich severní předpolí, a sedimentace v nich s přestávkami pokračovala až do terciéru. Terciérní sedimenty částečně křídové uloženiny překrývají. Obě pánve jsou dnes odděleny hrásťovou strukturou moldanubického krystalinika - lišovským hřbetem. Svrchnokřídová výplň pánví odpovídá klikovskému souvrství. Jde výhradně o sladkovodní klastické sedimenty (pískovce, jílovce), limnické a fluviální, v případě fluviálních sedimentů uspořádané do nahoru se zjemňujících cyklů. Náleží intervalu coniak-santon. V třeboňské pánvi dosahují mocnosti až 450 m.
Křída opolské pánve u Osoblahy
Opolská křídová pánev se rozkládá na území polské části Slezska a reprezentuje záliv komunikující na JV s Tethydou. Také zde, podobně jako v české křídové pánvi se uplatnila cenomanská transgrese a převážně slinitý vývoj turonu až santonu. Na našem území se vyskytují jen drobné denudační zbytky v j. okolí Osoblahy (obr. 8.18), kde leží transgresně na kulmském podloží nízkojesenického kulmu. Sedimenty jsou velmi blízké vývoji v kralickém příkopu a svědčí o tom, že oba sedimentační prostory spolu ve svrchní křídě souvisely.
Autochtonní křída jihovýchodních svahů Českého masivu
Na jihovýchodních svazích Českého masivu vyvolal globální pokles mořské hladiny koncem jury a počátkem křídy rozsáhlou regresi. Po dílčí regresi koncem křídy byly jurské sedimenty částečně erodovány. K opětné transgresi došlo koncem spodní křídy aptu až albu, kdy moře z oblasti Tethydy opět zalilo jv. okraj Českého masivu. Dokládají to zakleslé kry sp. křídy u Kuřimi (Krystek, Samuel, 1979). Bioklastické vápence téhož stáří jsou známy i z vrtů v okolí Pavlovských vrchů. Ve svrchní křídě při globální trangresi došlo přes českou křídovou pánev k propojení boreální a tethydní oblasti. Nejstaršími vrstvami, které zůstaly zachovány ve zkrasovělých depresích v devonských karbonátech moravského krasu, jsou rudické vrstvy (viz obr. 8.4) u Blanska. Jsou zastoupeny jíly a pískovci až 100 m mocnosti. Jejich stáří není paleontologicky doloženo, část autoru je řadí do spodní křídy. V nadloží rudických vrstev místy spočívají sedimenty perucko-korycanského souvrství, které již patří výplni české křídové pánve, která během rozsáhlé cenomanské transgrese zasahovala až do tohoto prostoru. Cenomanské pískovce blanenského prolomu (viz obr. 8.18, 8.19) patří patrně k nejstarším sedimentům české křídové pánve. Tento prolom je součástí zlomového pásma sz.-jv. směru, podél něhož byl již v křídě založen tzv. nesvačilský příkop, který později jako podmořský kaňon během vývoje vněkarpatské předhlubně (Pícha 1979).
Ve svrchním turonu dosáhla mořská záplava jv. svahů Českého masivu svého maxima. V podkladu karpatské předhlubně a flyšových příkrovů byl v řadě vrtů na jižní Moravě zastižen v nadloží starších mezozoických vrstev svrchnokřídový sled. Na bázi má transgresivní písčitou polohou s glaukonitem, která výše přechází do šedých a zelenavých vápnitých jílovců a prachovců s vložkami písčitých vápenců a pískovců. Fauna s inoceramidními mlži svědčí o stáří turonu až campanu s možným přesahem do maastrichtu (Řehánek, 1978). Litologicky i stratigraficky lze tento sled srovnávat s klementským (viz obr. 8.20) a pálavským souvrstvím z nadloží ernstbrunnských vápenců v Pavlovských vrších (viz 10. kapitola věnovaná Západním Karpatům na území České republiky).
|
