9. Platformní vývoj Českého masivu v terciéru
V terciéru byl Český masiv, s výjimkou svého jihovýchodního okraje, kam periodicky pronikaly transgrese moře z tethydní oblasti, souší. K významnější kontinentální sedimentaci docházelo jen v oblasti oherského riftu (tektonickému příkopu), který patří k jedné z větví riftového systému západní a střední Evropy (viz obr. 9.1) a je obvykle spojován buď s prohyby kůry v předpolí alpského orogénu, nebo se ztenčením kůry vyvolané vmístěním plášťového diapiru (tzv. horské skvrny) v oblasti předpolí Alp, případně s oběma fenomény. Poklesy podél zlomů v jižních Čechách vedly k obnovení sedimentace jihočeských pánví. Zlomová tektonika, označovaná jako saxonská, byla sice aktivní již v mezozoiku, avšak v terciéru měla zásadní vliv nejen na vznik nových sedimentárních prostorů uvnitř Českého masivu, ale i oživení vulkanické činnosti. Vyklenuté části Českého masivu byly odvodňovány do těchto pánví nebo do vněkarpatské předhlubně (obr. 9.2). Relikty říčních sedimentů dovolují přibližně rekonstruovat terciérní říční síť, která se od současné velmi odlišovala (Malkovský, 1979).
Sedimentace byla doprovázena intenzivním subaerickým bimodálním alkalickým vulkanismem, jehož chemismus odpovídá charakteristikám vulkanitů z recentních riftů (Ulrych et al., 1999). Rozsah vulkanické činnosti přesahuje hlavní etapy ukládání sedimentů. Započal již ve svrchní křídě a pokračoval lokálně až do pleistocénu. Terciérní sedimenty jsou po horninách křídového stáří nejrozšířenější součástí platformního pokryvu Českého masivu. Lze je rozdělit jednak: na sedimenty autochtonního paleogénu, terciér limnických pánví (obr. 9.3) a převážně neogénní sedimenty karpatské předhlubně, které budou charakterizovány v následující 10. kapitole.
Sedimenty autochtonního paleogénu
Sedimenty autochtonního paleogénu jsou známy z vrtů z okolí nesvačilského a vranovického příkopu jv. od Brna (obr. 9.3). Vyplňují hluboce zaříznuté kaňony vytvořené říční erozí během svrchnokřídové a paleogenní regrese. Při bázi a svazích kaňonů jsou rozšířeny hrubá klastika (slepence, brekcie), ukládaná gravitačními proudy a skluzy. Ve vyšších partiích přecházejí do vápnitých jílovců s písčitou příměsí. Po vyplnění údolí se sedimentace rozšířila i do okolí těchto depresí. Maximální mocnost autochtonního paleogénu dosahuje až 600 m.
Severočeské pánve
Severočeské pánve jsou soustavou několika samostatných tektonicky založených depresí, oddělených příčnými sz.-jv. orientovanými hřbety krystalinika, případně tělesy vulkanitů. Všechny jsou součástí významné tektonické struktury - oherského riftu. Jsou sledovatelné z okolí Markredwidtz v Německu až do okolí Žitavy. Kromě izolovaných reliktů v Německu zahrnují (viz obr. 9.1 a 9.3) chebskou, sokolovskou, mosteckou a žitavskou pánev (zasahuje na našem území u pouze u Hrádku nad Nisou). Nedílnou součástí pánví jsou vulkanity Doupovských hor a Českého středohoří (obr. 9.3), které místy zastupují pánevní sedimenty ve značných mocnostech. Současný rozsah zejména podkrušnohorských pánví byl patrně původně větší. Rozsah pánve byl později modifikován mladšími poklesy na podkrušnohorském (viz obr. 9.4, 9.5, 9.10, 9.11) a střezovském zlomu, podle nichž výplň pánve zaklesla (obr. 9.4, 9.10) a v okrajových částech byly její sedimenty podle těchto zlomů značně deformovány a proto pod značnými úhly sklánějí směrem do centra pánve. Při posuzování paleogeografických poměrů oblasti dnešního oherského riftu je potřeba mít na zřeteli, že v terciéru neexistovala struktura asymetrické vyzdvižené hrástě Krušných hor tak, jak ji známe dnes. Velmi výrazná geomorfologická struktura krušnohorského zlomu (viz obr. 9.11), podél níž došlo ke kontrastnímu vertikální diferenciaci oherského riftu a Krušných hor se vyvíjela v zásadě postsedimentárně.
Severočeské pánve, nebo-li také podkrušnohorské pánve byly založeny během staršího terciéru v tektonicky oslabené zóně v blízkosti staré variské sutury mezi tepelsko-barrandienskou oblastí a saxothuringikem (viz 3. a 4. kapitola), které spolu s permokarbonským a křídovým pokryvem tvoří nejčastěji podloží pánve. Varisky zformovaná kůra zde byla ztenčena extenzí v předpolí alpského orogénu natolik, že se obnovila komunikace se svrchním pláštěm a podél tektonických linií vsv.-zjz. směru začala pronikat alkalická magmata, srovnatelná s vulkanickými asociacemi recentních riftů. Průnik magmat předcházel pokles křehké části kůry, která vyvrcholila v během hlavní riftové fáze mezi cca 43 -16 Ma od tj. od eocénu do miocénu uložením až 700 m mocných říčních a jezerních klastik s uhelnými slojemi, prokládanými místy polohami efuzivních vulkanitů nebo vulkanoklastických hornin. Sedimentace pak pokračovala ještě v pliocénu v chebské pánvi oživením pohybů v tzv. chebsko-domažlickém příkopu geneticky spojeným s linií mariánsko-lázeňského zlomu, který je nejen seismicky aktivní až do recentu. Vulkanická činnost v okolí této pánve trvala podle posledních radiometrických údajů až do pleistocénu (Železná hůrka cca 0,7 Ma, Komorní hůrka 0,5 Ma - Wagner et al. 2002). Vývoj pánví je možno podle charakteru stáří sedimentů, dominujícího prostředí sedimentace, přítomnosti vulkanismu a řídícího tektonického režimu rozdělit do tří etap: předriftového, synriftového a poriftového stádia.
Během předriftového stádia vývoje se ukládaly v depresích ještě poměrně nerovného reliéfu bazální, převážně říční sedimenty, pestrobarevné písky, jíly a splachové sedimenty starosedelského souvrství eocénního stáří (viz obr. 9.6). Tyto sedimenty byly často před sedimentací mladších souvrství erodovány, ale na jejich původně velké rozšíření ukazují nálezy jejich reliktů pod vulkanity i v širším okolí současných pánví. Větší rozšíření mají zejména v sokolovské pánvi (viz obr. 9.8). Druhá synriftová fáze začala po delším přerušení sedimentace během oligocénu a trvala až do spodního miocénu. Během této hlavní riftové fáze vrcholí vulkanická aktivita uložením střezovského souvrství a jeho ekvivalentů v pánvích chebské, sokolovské a žitavské. Výlevy vulkanitů a ukládání pyroklastik doprovázela sedimentace říčních, bažinných a jezerních sedimentů (písků, jílů) s uhelnými slojemi, které místy dosahují mocnosti až desítek metrů (novosedelského souvrství v chebské a mosteckého souvrství v mostecké pánvi). Jezerní jílovce (cyprisové souvrství) v chebské a sokolovské pánvi (viz obr. 9.8 a 9.9) dosahuje až 200 m mocnosti. V mostecké pánvi je mocnost jezerních sedimentů a bažinných sedimentů ještě vyšší, ve svrchní části v nadloží hlavní hnědouhelné sloje (mocnost 10-30 m, vyjímečně až 50 ) dosahuje až 350 m. Do největší mostecké pánve ústily dva velké toky, které odvodňovaly rozsáhlé území Čech. V místě jejich ústí vznikly velké písčité laloky bílinské a žatecké delty (obr. 9.7). Tyto delty zatlačovaly a přerušovaly uhelnou i jílovitou sedimentaci jezerní pánve. Tvorba uhelných slojí se proto v pozdějších fázích vývoje pánve soustředila jen na s. okraj mostecké pánve v okolí Lomu a Litvínova.
Nejmladšími sedimenty, které jsou zachovány pouze v chebské pánvi, jsou poriftové pliocénní sedimenty vildštejnského souvrství. Spočívají transgresivně na podložním cyprisovém souvrství (obr. 9.8, 9.9). Jejich mocnost dosahuje až 170 m. V centrálních částech pánve se ukládaly jezerní jíly a písky, místy i s uhelnými slojkami. V okrajových částech pánve jsou zastoupeny i hrubší štěrkopísky. Ukládání těchto sedimentů bylo řízeno aktivitou mariánsko-lázeňského zlomu, podle něhož byl založen nesouvislý chebsko-domažlický příkop v němž jsou na několika místech zachovány terciérní sedimenty podobné litologie jako v pánvi chebské. Podobný je vývoj žitavské pánve, která je od podkrušnohorských pánví oddělena vulkanity Českého středohoří a hřbetem křídových sedimentů v labské tektonické zóně. Vystupuje převážně na německém a polském území a k nám zasahuje jen Hrádku nad Nisou. V nejnižší části pánve se objevují alkalické efuzivní a pyroklastické horniny. Jsou pravděpodobně analogií střezovského souvrství. Mocnost nadložního slojového hrádeckého souvrství zde dosahuje až 380 m. Nad bazálními slepenci převažují pískovce a jílovce, hnědouhelná sloj dosahuje mocnosti přes 20 m.
Jihočeské pánve Jihočeské pánve českobudějovická a třeboňská byly založeny již během svrchní křídy, jejíž sedimenty tvoří společně s krystalinikem moldanubika podloží terciérní výplně těchto pánví. I během terciéru byla sedimentace převážně říčních a jezerních sedimentů byla přerušována častými hiáty, které byly spojeny s erozí podložních vrstev. Sedimenty jihočeských pánví mají pravděpodobný rozsah od oligocénu až do pliocénu (viz obr. 9.6). Bazální lipnické souvrství písků, jílů a štěrků, místy druhotně silicifikovaných o mocnosti do 30 m je zachováno nesouvisle v podloží mladších souvrství. Jeho stáří není paleontologicky doloženo a proto se do oligocénu klade s rezervou (Malkovský, 1995). K spodnímu miocénu patří transgresivně uložená souvrství zlivské a mydlovarské. Uloženiny těchto souvrství představují říční a jezerní klastické sedimenty (písky, stěrky, jíly) s polohami diatomitů, uhelných jílů s vyvinutou lignitovou slojí. Hojné jsou i vložky zjílovatělých vulkanických hornin. Přítomnost slanomilných rozsivek v nejmocnějším mydlovarském souvrství ukazuje na komunikaci této pánve s alpskou předhlubní. Nadložní souvrství domanínské, tvořené diatomovými jíly obsahuje celosvětově známé tektity vltavíny (skla vzniklá tavením hornin po dopadu rieského meteoritu v sousedním Bavorsku). Jejich radiometricky zjištěné stáří cca 15 Ma, je maximálním stářím sedimentů tohoto souvrství. Nejmladší souvrství ledenické, tvořené především kaolinickými jíly, je pliocénního stáří. Nad tímto souvrstvím spočívají ještě mladší štěrky, které obsahují opracované přeplavené vltavíny. Celková mocnost terciéru nepřevyšuje 200 m v třeboňské části pánve, v budějovické jsou zachované mocnosti ještě menší.
Relikty terciéru ve střední a západních Čechách
Izolované denudační zbytky většinou říčních a ojediněle i jezerních sedimentů, které jsou rozptýleny v západních a středních Čechách, jsou pozůstatkem terciérní říční sítě, která odvodňovala oblast na západ od středočeského plutonu. Východní část byla odvodňována do karpatské předhlubně. Stáří těchto sedimentů kolísá od oligocénu do pliocénu. Nejzápadnější jsou výskyty v chebsko-domažlickém příkopu (tzv. tachovská brázda) mezi Mariánskými Lázněmi a Domažlicemi. Sedimenty s velkou pravděpodobností odpovídají vildštejskému souvrství chebské pánve. Výskyty mezi Klatovy a Rakovníkem, soustředěné na Plzeňsku, nepochybně patří sběrné oblasti podkrušnohorských pánví. Stratigraficky se dnes řadí ke spodnímu miocénu. Výskyty na Berounsku a okolí Prahy patří nejméně dvěma odlišným stratigrafickým úrovním. Starší, velmi pravděpodobně miocénní písky a štěrky se označují jako klínecké stadium. Povrch jejich akumulací leží v relativních výškách 150-170 m nad dnešní úrovní Vltavy. Mladší akumulace terasových štěrků a štěrků označované jako zdibské stadium mohou být pliocenního stáří. Rozptýlené zbytky terciérních uloženin naznačují jen velmi přibližně charakter říční sítě v severních částech Čech. Je většinou shoda v tom, že hlavní evropské rozvodí mezi sběrnou oblastí epikontinentálního moře na SZ a pánvemi Paratezthydy na JV probíhalo v oligocénu a miocénu přes Český masiv přibližně rovnoběžně se sz. okrajem středočeského plutonu.
Neoidní vulkanismus Českého masivu
Jak již bylo naznačeno v předchozím textu, hlavní vulkanická centra se v Českém masivu soustřeďují zvláště v tzv. oherském riftu v severozápadních Čechách (Doupovské hory, České středohoří) a při labské tektonické zóně zsz.-vjv. směru. Labská zóna tvoří jz. omezení západosudetské oblasti a na blízkost této linie je vázána labská tektono-vulkanícká zóna, kterou na SV omezuje lužická porucha, přibližně paralelní s labskou zónou a sledovatelná od s. okolí Drážďan k Jičínu. Menší centra neovulkanitů a ojedinělé vulkány jsou však rozptýleny téměř po celé s. části Českého masivu a lze je sledovat z Bavorska (Horní Falc) přes Lužici až do Slezska.
Vulkanická činnost započala již ve svrchní křídě, její maximum spadá do terciéru a dozvuky přetrvaly až do kvartéru. Kopecký (1978, 1987, 1988) rozlišil na našem území tři až čtyři neovulkanické fáze s částečně odlišnými produkty. Jejich společným znakem je alkalický charakter a převaha bazických až ultrabazických hornin. Rozdělení do fází je však schematické a podle nových výzkumů je účelnější oddělovat pouze starší preriftové a mladší riftové stadium (Ulrych - Pivec 1997). Do preriftového stadia patří vulkanická činnost s časovým rozpětím 80-50 Ma (campan-spodní eocén). Vyznačuje se žilnými proniky ultrabazických magmat (melilitické horniny, polzenity aj.), které se soustřeďují při vnějších zlomech sv. části oherského riftu (mezi Českým středohořím a Lužicí) a při lužickém zlomu, např. v Podještědí. Povrchové produkty této fáze neznáme, neboť zřejmě podlehly erozi. Do riftového stadia patří především hlavní fáze ve smyslu L. Kopeckého (interval svrchní eocén-spodní miocén, přibližně 40-18 Ma), která odráží hlavní tektonickou a vulkanickou aktivitu oherského riftu i jiných oblastí. Této fázi patří Doupovské hory a České středohoří i většina neovulkanitů v dalších částech Českého masivu. Produktem jsou povrchová, žilná i intruzivní tělesa a akumulace vulkanoklastik od ultrabazických až k intermediálním horninám (převládají tefrity, olivinické nefelinity, olivinické bazalty, trachybazalty, hojné jsou i fonolity a trachyty). V mladších obdobích riftogeneze ve svrchním miocénu (9-5 Ma) se vulkanická činnost soustřeďuje do blízkosti mladších poruch - např. krušnohorského a lužického zlomu (kozákovské centrum). Vedle efuzí jsou časté diatremy (výbuchová hrdla) s pozdější lávovou výplní přívodní dráhy. Běžnými typy hornin jsou nefelinické bazanity, olivinické bazalty a olivinické nefelinity. Závěrečné fázi patří projevy pliocenního až pleistocenního vulkanismu. Lze sem řadit zejména aktivitu vulkanického centra v Nízkém Jeseníku v okolí Bruntálu (stáří kolem 2 Ma) a naše nejmladší vulkány, soustředěné při chebském zlomu (Železná hůrka - obr. 11.6 a Komorní hůrka interpretace radiometricky měřeného stáří u prvé 170-400 tisíc let, u druhé nad 450 tisíc let, Wagner et al. in Ulrych et al., eds 1998). Produkty mají ultrabazický charakter (olivinické nefelinity až olivinické melilitity, různé typy bazanitů).
Doupovské hory jsou naším největším stratovulkánem, který zaujímá plochu přes 1200 km2. Vznikly v místě protnutí oherského rif tu s příčným jáchymovským zlomovým pásmem směru SZ-JV a jejich aktivita spadá do hlavní vulkanické fáze v rámci riftogenního stadia (svrchní eocén-spodní miocén). Dnešní morfologie Doupovských hor (viz obr. 9.4, 9.11) zdaleka neodpovídá původním vulkanickým formám, které byly během neogénu a kvartéru značně porušeny a sníženy erozí. Počátek vulkanické činnosti měl explozivní ráz, který dokumentují až 50 m mocné akumulace vulkanoklastik (tufy, tufity, aglomeráty), jež se nahromadily ve vodním i suchozemském prostředí. Vyšší části vulkanického komplexu oligocenního až spodnomiocenního stáří jsou až přes 500 m mocné. Tvoří je lávové proudy leucitických" tefritů, bazanitů a olivinických bazaltů, převládají však mocné akumulace vulkanoklastik. Nehojná žilná tělesa, geneticky spjatá s magmatem, jsou směrem od hlavního kráteru uspořádaná paprsčitě. V centru vulkánu u Doupova je centrální struktura ("kaldera") s obnaženou intruzivní výplní nehomogenního essexitu se smouhovitými partiemi theralitu a sodalitického syenitu. Na periferii Doupovských hor jsou v okolí Podbořan a Kadaně diatremy - výbuchová hrdla vyplněná vulkanickými brekciemi, případně i sedimenty typu maarů (kráterových jezer). Podle zachovaných uloženin mohou některé diatremy spadat až do pozdní fáze riftogenního stadia. Složitý vulkanický komplex Českého středohoří zaujímá uvnitř oherského riftu plochu přes 1200 km2 (mezi Chomutovem a Novým Borem u České Lípy). Vznikl seskupením vulkanických těles mezi okrajovým litoměřickým zlomem na lJV a krušnohorským zlomem na SZ, a to podél předpokládaného centrálního zlomu, jenž probíhá středem oherského riftu. Dnešní tvar krajiny a sopečných těles, která připomínají nasypané sopečné kužele, není původní. Z vulkánů se působením eroze většinou zachovaly jen výplně přívodních drah a obnažená podpovrchová tělesa (lakolity, pně), takže dnešní tvary jsou jen značně sníženým zbytkem původního vulkanického pohoří (obr. 9.11, 9.12). Vulkanická činnost Českého středohoří patří stadiu riftogeneze a vesměs spadá do druhé, hlavní vulkanické fáze ve smyslu Kopeckého (1987-1988). Mezi vyvřelinami převládají bazanity nad trachybazalty a olivinickými bazalty, složení hornin i sukcese jejich průniků jsou však velmi složité. Podle novějších výzkumů nejdříve vznikaly silně explozivní vulkány při jv. okraji území (podél litoměřického zlomu), pak následovaly výlevy bazanitů, které se na styku s vodním prostředím rozrušovaly v úlomkovité hyaloklastity, jež bývají sdruženy i s lokálními polohami sedimentů (i fosiliferních diatomitů). Následovaly výlevy trachybazaltických vulkanitů, akumulace explozivních produktů (vulkanoklastik, tufů) a intruze pestré škály bazaltických hornin i trachytů, fonolitů, intermediálních a kyselých subvulkanitů essexitů, sodalitických syenitů a žilných derivátů. Sopečnou činnost zakončily intruze opět olivínem bohatších hornin - analcimizovaných nefelinických bazanitů, které tvoří ložní žíly pronikající do miocenních sedimentů.
Hlavní centrum sopečné činnosti, označené jako roztocká kaldera, leželo s. od Ústí nad Labem a je částečně obnaženo údolím Labe u Roztok nad Labem. Výplň méně pravidelné struktury o průměru 3,5 a 1,5 km zde tvoří vulkanické, hydrotermálními procesy ovlivněné trachytové brekcie s úlomky (xenolity) krystalinických, sedimentárních i vyvřelých hornin. Brekcie prorážejí žíly trachytů, fonolitů a dalších žilných hornin. Subvulkanické intruze v těsné blízkosti roztocké kalderovité struktury tvoří monzodiorit (označovaný podle Roztok jako rongstockit) a essexit, poněkud dále též původně sodalitický, dnes analcimický syenit. Mladší jsou nepříliš mocné hydrotermální žíly s karbonátovou žilovinou (rodochrozit, dolomit, kalcit) a zrudněním Pb, Zn, Cu, Ag a Te. Kyselejší členy se koncentrují v centrální části, kde tvoří i četná intruzivní, teprve později erozí vypreparovaná tělesa -lakolity (např. Bořeň u Bíliny, Milešovka, Lipská hora u Třebenic, Špičák u Mostu, Mariánská hora u Ústí nad Labem), nejbazičtější členy se soustřeďují v okrajových částech rif tu nebo i mimo hlavní vulkanická centra (Kopecký 1978). Pozoruhodnými tvary jsou diatremy - nálevkovitá výbuchová hrdla (viz obr. 9.14), která vznikla explozí vulkanických plynů a vodních par. Níže se zužují do přívodního kanálu nebo pukliny, na povrchu ústí do deprese - maaru, často vyplňované sedimenty. Typickou výplní diatrem jsou vulkanické brekcie, které často obsahují úlomky (xenolity) z hloubky vynesených hornin, skrze něž se magma či plyny draly k povrchu. Přimíšen však bývá i materiál napadaný do maarového kráteru shora, tj. z hornin, které exploze rozrušila při povrchu. Bazaltické diatremy často sledují zlomová pásma a v Českém středohoří je nalézáme zejména v jz. okrajové části. Některé lokality jsou známé výskyty xenolitů granátických hadců, které byly vyneseny z krystalinického podloží a obsahují hojné sytě červené pyropy - české granáty.
Rozptýlené výskyty a menší centra neovulkanitů v Čechách
Kromě hlavních vulkanických center Doupovských hor a Českého středohoří nalézáme v severnějších částech Českého masivu množství rozptýlených výskytů alkalických neovulkanitů, jejichž centra jsou vázána na mladé saxonské zlomy. V západních Čechách jsou četné výskyty na Tepelské vysočině. Souvisejí patrně s vulkanickou aktivitou Doupovských hor a chebsko-domažlického příkopu. Patří k nim např. trachytový Špičák a trachyandezitový Třebouňský vrch sv. od Teplé a jižnější Vlčí hora sz, od Stříbra, tvořená efuzí nefelinického bazanitu a pyroklastiky, jež spočívají na terciérních píscích a tufitech (naleziště krystalů amfibolu, pyroxenů a olivínu). Nejjižnějším drobným výskytem je Příšovská homolka sz, od Plzně (pyroklastika prorážená žilami augititu patrně pliocenního. Velké množství rozptýlených výskytů neovulkanitů je v oblasti české křídové pánve a v přilehlých částech západosudetské oblasti. Neovulkanity jsou zde soustředěny zejména v sv. pokračování oherského riftu, kam patří Lužické hory a vulkanické centrum žitavské pánve, které na naše území zasahuje jen svými periferními tělesy u Varnsdorfu, Frýdlantu a Liberce (patří hlavní vulkanické fázi).
Hojná tělesa se soustřeďují v blízkosti lužické poruchy a na křížení poruch směru SV-JZ (paralelních s oherským riftem - viz obr. 9.15) a směru SZ-JV (paralelních se skrytou labskou zlomovou linií). Zvláště charakteristické jsou zde ultrabazické alkalické horniny melilitické skupiny, které patří prvé, nejstarší vulkanické fázi (svrchní křída až eocén, 8-50 Ma). Jsou to vesměs žilná podpovrchová tělesa, která jsou erozí obnažena zvláště v povodí řeky Ploučnice v Podještědí, v okolí Mimoně a Českého Dubu. U Osečné tvoří žíly prstencovité tvary, sbíhající se do hloubky směrem k centrální intruzi olivinického melilititu, která byla ověřena vrty. Jiným typickým tvarem jsou zde kolmé, jen několik málo metrů široké žíly čedičových ultrabazik, které před vydobytím tvořily nápadné, erozí vypreparované "zdi" (např. Velká a Malá Čertova zeď - obr. 9.15). Jsou to výplně hluboko zasahujících trhlin, sledovatelné na vzdálenosti až desítek kilometrů. Na lužické poruše leží vulkanické centrum Kozákova mezi Turnovem a Semily, jehož aktivita spadá nejspíše do nejvyššího miocénu (stáří 4-6 Ma). Lávové proudy alkalických olivinických bazaltů a bazanitů, mocné až 30 m a částečně spočívající na miocenních sedimentech, jsou známé velmi hojným výskytem ultramafických xenolitů. Jsou to útržky hornin svrchní části zemského pláště odpovídající peridotitům většinou typu lherzolitů. Tvoří je hlavně olivín, který dosahuje až drahokamové odrůdy (jasně zelený chryzolit), dalšími složkami jsou tmavý orthopyroxen, zelený clinopyroxen a chromspine!. Hlavními lokalitami jsou Smrčí (viz obr. 9.16), Podmoklice a Záhoří, analogické pecky se však vyskytují i jinde (Fediuk in Bernard et al. 1981, Fediuk in Bucha et al. 1994, Medaris et al. 1999).
Větší nahromadění neovulkanitů jsou u Mladé Boleslavi a v okolí Jičína. Kromě diatrem a vypreparovaných výplní přívodních drah jsou zde typické žíly směru V-Z i ložní žíly, které pronikají do křídových sedimentů (viz obr. 8.16, 9.17). Tvoří je olivinické bazalty i ultrabazické typy, zvl. nefelinické bazanity a olivinické nefelinity (Pacák 1947, Kopecký 1987-1988).
Vedle četných rozptýlených výskytů bazických a ultrabazických neovulkanitů bazaltového typu jsou na území české křídové pánve místy zastoupena i vypreparovaná intruzivní tělesa (lakolity) fonolitů. Fonolity vznikly diferenciací různých magmat v menších hloubkách za nižších teplot a tlaků. Mají kyselejší, silně alkalický charakter a často zvýšený obsah Hf, Nb, Rb, Ta, Zr, vzácných zemin aj. Ze známých vrchů sem patří Kunětická hora u Pardubic, Bezděz u Doks a Vlhošť u České Lípy.
Neovulkanity severní Moravy a Slezska Hlavní výskyty neovulkanitů se soustřeďují v Nízkém Jeseníku. Výrazné centrum je v okolí Bruntálu, kde rozmístění vulkanických těles naznačuje vazbu na poruchy směru sudetského SZ-JV (především zóna bělského zlomu) a největší vulkány - Velký a Malý Roudný leží v místech křížení těchto zlomů s tektonickým pásmem šternbersko-hornobenešovského pásma. Podle radiometrických interpretací spadá vulkanická činnost do pliocénu až raného pleistocénu (přibližně 3,4-1,2 Ma). Jsou zde zachovány typické stratovulkány s nasypanými kužely a lávovými proudy (Velký a Malý Roudný, Uhlířský vrch - viz obr. 9.18, 9.19, Venušina sopka), ojedinělé jsou výplně přívodních drah, kráterové brekcie (Břidličná), vypreparované žíly a výplň maaru. U Rázové se zachovaly vrstevnaté tufy a tufity, které vznikly spadem pyroklastického materiálu do jezera, jež se vytvořilo přehrazením toku řeky Moravice lávovým proudem Velkého Roudného. Pozoruhodná je až 30 m dlouhá chodbovitá dutina uváděná z báze lávového proudu Venušiny sopky. Petrologicky patří horniny hlavně alkalickým olivinickým bazaltům a nefelinickým bazanitům, které se v některých tělesech vzájemně kombinují. Z Uhlířského vrchu a Venušiny sopky pocházejí nejtypičtější sopečné pumy z našeho území (obr. 9.18).
Mimo okolí Bruntálu leží rozptýlené výskyty neovulkanitů v severnější zóně, kterou lze sledovat z osoblažského výběžku přes okolí Krnova na Opavsko (Hůrka u Štemplovce, Otice a severnější výskyty u Kobeřic - zde v nadloží klastik stupně badenu). Vulkanity severnějších výskytů jsou zřejmě starší než na Bruntálsku, nejspíše miocenní (Otice - radiometrické měření kolem 20 Ma). Drobné centrum alkalických neovulkanitů je na Ostravsku, kde žilná tělesa (hlavně nefelinických bazanitů) prorážejí a kontaktně metamorfují svrchnokarbonské sedimenty (na styku s uhlím vznikl přírodní koks). Valouny a bloky vulkanitů byly nalezeny i v bazálních štěrcích příbřežní facie spodnomiocenních sedimentů (Martinec in Dopita et al. 1997). Neovulkanity severní Moravy a Slezska jsou nejvýchodnější částí středoevropské provincie alkalických vulkanitů. Vyznačují se převahou olivinických bazaltických hornin a přítomností horninové řady od olivinických nefelinitů po trachybazalty.
|
