Geologický vývoj Karpat před nástupem flyšové sedimentace

Geologický vývoj před nástupem flyšové sedimentace proběhl zejména ve znamení ukládání devonských, jurských a kulmských sedimentů na podloží starohorního Českého masivu.

Starohory—Proterozoikum

Nejstaršími známými horninami jsou proterozoické krystalické břidlice jihovýchodního části Českého masivu, tzv. brunovistulika, které tvoří podklad mladších uloženin oblasti východní Moravy a Slezska a dle geofyzikálních dat lze soudit, že zasahují pod Vnějšími Karpaty až k bradlovému pásmu v Pováží.

Brunovistulikum

Brunovistulikum je součást moravosilezika (východní část Českého masivu). Tvoří jej předdevonské granitoidní masívy, částečně provázené krystalinikem. Vystupují při jihovýchodním okraji Českého masivu a noří se pod karpatskou předhlubeň. Hlavní odkrytou složkou je brněnský masív.

Brunovistulikum je různorodým komplexem, na jehož stavbě se podílejí především různé typy magmatických hornin od granitů až k bazickým a ultrabazickým členům, vzácnější jsou přeměněné vulkanity. Metamorfóza se v granitoidech projevuje hlavně tlakovým postižením a metasomatickými přeměnami minerálů (epidotizace, uralitizace apod.). V horninách pláště plutonitů stoupá metamorfóza místy až do amfibolitové facie, přítomny jsou však i horniny méně metamorfované – fylity (např. ve vrtech mezi Vyškovem a Zlínem).

Stáří brunovistulika jako celku, je prekambrické. Radiometrická měření vykazují běžně hodnoty 590–580 Ma, nově u metabazaltů 725 Ma (+/- 15) a řadí brunovistulikum ke kadomskému vrásnění. Dle všech hypotéz se brunovistulikum vyvíjelo jako samostatný mikrokontinent a k jádru Českého masivu bylo přičleněno teprve při hercynském vrásnění, kdy bylo pravostrannou rotací podsouváno pod kry moldanubika a moravika.

Pozn.: Vrt Jablůnka 1 zastihl v hloubce 6 318 – 6 506 m biotitové nebo biotit–muskovitové pararuly, masivní nebo břidličnaté, proniklé žilami granitoidů. Ve vrtech Branky 1 (2 427–2 540 m) a Branky 2 (2 428–2 545 m) byly nalezeny tmavé pararuly se sklonem k perlové (okaté) struktuře, proniklé žilami pegmatitů. Stejné horniny ověřily i vrty Valašské Meziříčí 1.

Prvohory—Paleozoikum

Paleozoické vrstvy karpatského předpolí lze s ohledem na jejich geodynamický vývoj rozdělit do tří hlavních sekvencí:

  1. spodní devon až spodní karbon
  2. synorogenní flyšová kulmská sekvence spodního karbonu, a
  3. svrchní karbonsekvence hornoslezské uhelné pánve včetně namurských reliktů na jižní Moravě.

Devon

Od začátku prvohor až do středního devonu byla oblast moravských Karpat nejpravděpodobněji souší a byla vystavena erozi a denudaci. Dosud není zřejmé, zda území postihla ve spodním kambriu záplava, jejíž stopy jsou známy ze sousedního Polska a z okolí Brna.

Mořská transgrese nastala až ve středím devonu (cca 380 Ma), při které silně převažovala karbonátová sedimentace. Typickou oblastí je sice Moravský kras, avšak tento typ vývoje má mnohem větší plošné rozšíření v podloží mladších útvarů ve východnějších, okrajových částech Českého masivu od Ostravska až na jižní Moravu, kde byl ověřen mnoha hlubinnými vrty. Na povrch vystupuje i jako menší výskyty v okolí Přerova a Hranic.

Bazální souvrství — “brněnský Old Red”

Nejspodnější paleozoické souvrství nasedající na bázi brunovistulika je tvořeno klastickými uloženinami bazálního souvrství, známého také pod jménem “brněnský Old Red (Sandstone)”.

Sedimenty jsou tvořeny vrstvami slepenců, arkózových a křemenných pískovců a prachovců typické načervenalé barvy o velmi proměnlivé mocnosti (od několika metrů až po 1 000 m). Vznikly v kontinentálním prostředí v období teplého klimatu splachováním horninového materiálu z okolní pevniny. Mořský původ je dokázán nálezy fauny až ve vyšším středním devonu. Stáří vrstev se pohybuje v intervalu spodní devonfrasn.

Pozn.: Ve vrtu Jablůnka 1 byly klastické sedimenty bazálního souvrství nalezeny v hloubce 6 278—6 318 m. Spočívají přímo na horninách brunovistulika, nebo na klastikách nově řazených do spod. kambria.

Macošské souvrství

Ve vyšším středním a svrchním devonu (givet — svrchní frasn) se v nadloží bazálního souvrství usadily mělkovodní vápence macošského souvrství, po usazení částečně přeměněné v dolomity. Sedimentace probíhala v prostředí karbonátových plošin, lagun a korálových útesů v teplém prosluněném tropickém moři. Sedimenty obsahují zbytky fauny korálů a stromatoporoidů. V souvrství se několikrát (nejspíš 4x) opakují uloženiny vrstev josefovských, lažáneckých a vilémovických vápenců. Celková tloušťka macošského souvrství činí asi 400 m, lokálně může přesáhnout 1000 m.

Pozn.: vápence macošského souvrství jsou náchylné k tvorbě krasových jevů.
Josefovské vápence

Josefovské vápence jsou typické svou tmavě šedou barvou a mají charakter kalových vápenců. Představují sediment příbřežní zóny místy tvořený akumulacemi schránek tlustoskořepatých brachiopodů rodu Bornhardtina.

Lažánecké vápence

Lažánecké vápence jsou opět tmavší šedé barvy, obsahují fosilie stromatoporoidů. Vápence této vrstvy jsou jemně zrnité až celistvě lavicovité. Vlastní lažánecké vápence sedimentovaly v podmínkách teplého moře. Od josefovských se liší především jiným zastoupením fosilií zejména stromatopor rodu Amphipora a jinou strukturou horniny.

Vilémovické vápence

Vilémovické vápence jsou světle šedé, hrubě lavicovité až masivní vápence, které místy dosahují mocnosti až 400 m. Z chemického hlediska se jedná o velmi čisté vápence představující optimální horninu pro tvorbu krasových jevů.

Pozn.: Ve vrtu Jablůnka 1 byly nalezeny v hloubce 5 836–6 278 m. V okolí Hranic a Teplic nad Bečvou vystupují jednak vápence s vložkami břidlic, tak i masivní, jemnozrnné až hrubozrnné devonské vápence a vrstevnaté vápence místy s rohovci a vložkami břidlic.

Líšeňské souvrství

V nadloží macošského souvrství se nachází sedimenty líšeňského souvrství, které sedimentovalo na přelomu nejsvrchnějšího devonu a spodního karbonu (svrchní frasnvisé) vzájemně se zastupujícími opakujícími faciemi hádsko–říčských a křtinských vápenců.

Líšeňské souvrství je charakteristické změnou karbonátové facie i litologickými změnami charakteristickými zahlubováním sedimentačního bazénu a usazováním úlomkovitého materiálu vzniklého především rozrušením starších vápenců. K sedimentaci dochází na svahu a v depresích a vzniklá facie bývá obecně nazývána jako kalciturbidity.

Křtinské vápence

Křtinské vápence jsou načervenalé až šedé barvy, jemnozrnné (mikritové) až celistvé, často pestře skvrnité, hlíznaté až brekciovité. Typický je obsah červených a zelených poloh břidlicového charakteru.

Hádsko–říčské vápence

Hádsko–říčské vápence jsou tmavě šedé (černé), deskovité, bituminózní, bioklastické mikritové vápence s hojnými vložkami tmavých kalových vápenců, tmavých vápnitých břidlic, ojediněle s polohami tmavých rohovců.

Hněvotínské vápence

Hněvotínské vápence jsou šedé, tence vrstevnaté laminované vápence, většinou s tenkými vložkami vápnitých břidlic a s častým gradačním zvrstvením uvnitř tenkých vrstviček.

Pozn.: Sedimenty líšeňského souvrství vystupují na povrch v oblasti Hranického devonu a v podloží jsou doloženy v mnoha vrtech celé jihovýchodní Moravy. Zjištěna byla i facie bělošedých jemně zrnitých vápenců a dolomitů se stopami evaporitů, které však na povrch nikde nevystupují. Sedimentace líšeňského souvrství byla v okolí Hranické propasti završena usazováním brekcií (místy s fosfority) (svrchní famen — svrchní tournai).

Změna sedimentace pod vlivem hercynského vrásnění

Hercynské vrásnění nebo také variské vrásnění byl horotvorný proces, ke kterému došlo v prvohorách během devonu (416—359 Ma) a karbonu přibližně 390—310 Ma před současností. Byl způsoben srážkou superkontinentů Eurameriky a Gondwany. V tomto případě se variský orogén formoval postupně během připojování perigondwanských fragmentů s Avalonií a Baltikou (Laurussie — východoevropská platforma) na severu. Výsledkem byl řetězec několik tisíc metrů vysokých pohoří, který se táhl napříč nově vzniklým superkontinentem Pangeou. Tato pohoří neměla dlouhého trvání. Již během permu byla srovnaná erozí.

Výsledek vyvrcholil ve spodním karbonu vznikem rozsáhlého variského pásemného horstva, které se označuje jako variscidy. Jeho vývoj je možné sledovat od Maroka až po konec Českého masivu, odkud se noří pod okraj mnohem mladšího alpinsko-karpatského horstva. Jihovýchodní část pokračuje začleněna do složitých struktur alpinských horstev přes Karpaty, Alpy až po Balkán.

Variské horotvorné procesy se v oblasti moravských Karpat projevují jako tektonicky méně porušené radiální poruchy, případně místní přesmyky, u nichž však nelze vyloučit ani alpinské stáří.

Pozn.: Například východně od Valašského Meziříčí probíhá v hloubce pod povrchem ve směru SSV—JJZ rozhraní mezi jednou z intenzivně zvrásněných větví variského horstva na Z a jeho méně zvrásněným předpolím s menšími mocnostmi prvohorních sedimentů na V.

Karbon

Spodnokarbonské uloženiny jsou ve své spodní části většinou vyvinuty ve vápencových nebo břidličných faciích, jejichž sedimentace pokračuje ze svrchního devonu. Pak dochází k pronikavé změně a nastupuje kulmský vývoj, který odráží výrazné projevy hercynské orogeneze.

Geologická situace v oblasti kry Maleníku. Hnědě jsou zobrazeny horniny hradecko-kyjovického souvrství (karbon), zeleně jsou zobrazeny vilémovické vápence (devon).
Geologická situace v oblasti kry Maleníku. Hnědě jsou zobrazeny horniny hradecko-kyjovického souvrství (karbon), zeleně jsou zobrazeny vilémovické vápence (devon).

Kulmský vývoj

Spodnokarbonské sedimenty kulmské flyšové facie, což jsou rytmicky uspořádané klastické sedimenty, především droby a břidlice s polohami konglomerátů, budují rozsáhlé areály Nízkého Jeseníku a Drahanské vysočiny. 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.

Střídání drob a břidlic v cyklech různých řádů (od centimetrových hodnot do několika set metrů) svědčí o rychlém snosu klastického materiálu ze zvedaných pásem variského horstva. Hlavní nástup kulmského vývoje spadá do blízkosti hranice stupňů tournaivisé.

Horniny kulmské flyšové facie vytvořily samostatnou a oddělenou kru v horninách karpatského vývoje v oblasti Maleníku u Hranic.

Stratigrafické schéma karbonu moravskoslezské oblasti.
Stratigrafické schéma karbonu moravskoslezské oblasti (podle O. Kumpery a J. Dvořáka in Chlupáč et al. 2002). s. — souvrství, m.b. — moravskoberounské slepence, slep. — slepence, břidl. — břidlice (převzato z http://geologie.vsb.cz/reg_geol_cr/6_kapitola.htm)
Moravické souvrství

Ve vyšším spodním karbonu (kulm — svrchní visé) začíná usazování černošedých a černých břidlic moravického souvrství. Vystupuje v ojedinělých výchozech ve kře Maleníku, konkrétně v údolí řeky Bečvy.

Litologicky je moravické souvrství tvořeno převážně rytmity, ve kterých se střídají jílovité břidlice, prachovce a jemnozrnné droby. Ojediněle se zde vyskytují málo mocné polohy drobnozrnných petromiktních slepenců. Tyto sedimenty se usazovaly v hlubokovodních bazénech jako produkt distálních turbiditních proudů.

Hradecko–kyjovické souvrství

Nejmladší cyklus v kulmské sedimentaci představuje hradecko–kyjovické souvrství (svrchní visé — spodní namur), které je rozšířeno v nejvýchodnějších částech jesenického kulmu a v jeho nadloží již spočívají sedimenty paralické uhlonosné molasy ostravského souvrství hornoslezské pánve.

Hradecko–kyjovické souvrství představují 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.

V rámci hradecko–kyjovické souvrství se v oblasti Nízkého Jeseníku vymezují:

Kulmský sled počíná sice málo mocnými, ale biostratigraficky prokázanými zelenavými březinskými břidlicemi. Teprve na tyto vrstvy nasedá několik set metrů mocný sled drob a slepenců hradeckých vrstev.

Hradecké vrstvy

Hradecké vrstvy tvoří hrubozrnné lavicovité hradecké droby s vložkami petromiktních slepenců. Slepence hradeckých vrstev se liší od slepenců starších souvrství větším množstvím valounů křemene a kvarcitů i úbytkem kulmských hornin.

Kyjovické vrstvy

Kyjovické vrstvy představují jemnozrnné sedimenty kyjovických břidlic. Ty jsou tvořeny rytmity a laminity jílových břidlic a prachovců, podřízeně v nich vystupují jemnozrnné, často slabě vápnité droby.

Kra Maleníku.
V bezprostředním předpolí Karpat a v podloží příkrovů vnějších flyšových Karpat jsou uloženiny spodního karbonu většinou kryty neogenními, popř. i mezozoickými (druhohorními) sedimenty. Přítomnost devonských a karbonských souborů však zde byla ověřena mnohými hlubinnými vrty. Významným povrchovým výskytem je zde pouze tzv. kra Maleníku při východním okraji tektonického prolomu Moravské brány u Hranic a Lipníku nad Bečvou, která tvoří významný ostrov hornin kulmského vývoje v oblasti flyšových Karpat. Na většině území kry Maleníku se nacházejí hrubě lavicovité až masívní droby hradeckých vrstev s občasnými vložkami prachovců a jílovců.

Karbonské sedimenty Hornoslezské pánve

V raném namuru byla kulmská sedimentace hlubinného flyše nahrazena pozdně postorogenní mělkomořskou a sladkovodní sedimentací molasy hornoslezské uhelné pánve, která se vytvořila v distální zóně předpolí brunovistulika na severní Moravě a ve Slezsku. Přechod z mořské kulmské facie do paralické molasové sedimentace hornoslezské pánve byl pozvolný, což se odráželo v postupné mořské regresi během namuru. Jak dokládají zbytky svrchnokarbonských vrstev ve vrtu Němčičky-1 na jižní Moravě a výskyty oblázků karbonských hornin v křídových a paleogenních slepencích Vnějších Karpat, původní rozsah svrchnokarbonské molasové pánve byl zřejmě mnohem větší.

Hornoslezská pánev, rozprostírající se na ploše 7 000 km2, je jednou z nejvýznamnějších evropských černouhelných pánví. Uhlonosný karbon v české části hornoslezské pánve je zachycen na ploše 1 550 km2. Česká část hornoslezské pánve, provozně označovaná jako ostravsko–karvinský revír (OKR) je typickou tektonicky polytypní pánví. Regionálně geologicky se zde rozlišují části:

  • ostravsko–karvinská oblast,
    • ostravská oblast, území záp. od orlovské struktury až po výchozy faunistických horizontů Štúra na povrch karbonu. V rámci ostravské oblasti se rozlišují dílčí oblasti ostravská a petřvaldská.
    • karvinská oblast, území vých. od orlovské struktury až po česko–polskou státní hranici.
  • podbeskydská oblast,
    • příborská oblast, území záp. od orlovské struktury až po výchozy faunistických horizontů Štúra na povrch karbonu, která je na jihu omezena janovickým zlomem.
    • těšínská oblast, území vých. od orlovské struktury až po česko–polskou státní hranici, která je na jihu rovněž omezena janovickým zlomem.
    • mořkovská oblast, území záp. od kozlovického sedla, na severu omezezená janovickým zlomem a na jihu zlomovým pásmem beskydského stupně.
    • frenštátská oblast, území vých. od kozlovického sedla, na severu omezezená janovickým zlomem a na jihu zlomovým pásmem beskydského stupně, na východě výchozy faunistických horizontů Štúra na povrch karbonu.
    • jablunkovská oblast, území na severu omezená janovickým zlomem a na jihu zlomovým pásmem beskydského stupně, na západě je hranicí oblast frenštátská, na východě česko–polská státní hranice.

Hornoslezská pánev ležela na vnější straně – předhlubni a přilehlé části – předpolí variského horstva. Podloží pánve tvoří brunovistulikum s pokryvem hlavně devonských a spodnokarbonských uloženin. Výplň pánve sestává z klastických svrchnokarbonských sedimentů se slojemi černého uhlí. Jižní omezení pánve není jasné, neboť vrtnými pracemi byla existence namurské výplně prokázána až u Němčiček na jižní Moravě.

Hornoslezská pánev je významnou oblastí produkující černé uhlí. Existují důkazy, že uhlí tam používali během poslední doby ledové lidé z gravettienské kultury, asi před 23 000 lety. Současná délka podpovrchových tunelů se pohybuje v řádu několika tisíc kilometrů. První hlubinná šachta byla vyvrtána v roce 1867; současná délka všech šachet a chodeb navrtaných v pánvi přesahuje 1 800 km
Do území moravských Karpat zasahuje jižní podbeskydská část pánve.

Stratigraficky zasahují svrchní karbonské vrstvy na Moravě od namuru A do westphál A. V ostravsko–karvinské oblasti se rozlišuje:

Produktivní karbon se v české části pánve nachází pod různě mocným pokryvem a na povrch vychází ojediněle v Petřkovicích, v Ostravě, Petřvaldu, Orlové a Karviné. V ostravském a karvinském souvrství dosahuje mocnost karbonu kolem 4 100 m, z čehož až 3 200 m připadá na ostravské souvrství a 1 200 m na karvinské. Mocnost ostravského souvrství je směrem k V a J redukována. Souvrství jsou budována jílovci, prachovci, pískovci, slepenci a uhelnými slojemi. Pískovce a slepence jsou převážně v bazální části karvinského souvrství (sedlové vrstvy).

Ostravské souvrství vzniklo v přímořském prostředí a pod vlivem časté vulkanické činnosti a vyznačuje se kvalitnějším uhlím ve slojích menší mocnosti. Naproti tomu mladší karvinské souvrství se tvořilo po definitivním ústupu moře.

Ostravské souvrství

Ostravské souvrství má cyklický charakter a litologicky je tedy velmi pestré. Jedná se o uhlonosnou paralickou molasu sestávající z četných cyklotém, vzniklých přechodem z fluviatilního do jezerního, bažinatého a lagunového prostředí. Typická cyklotéma začíná ukládáním bazálních fluviatilních pískovců a/nebo slepenců, následují jezerní prachovce, uhelná sloj vzniklá v bažinatém prostředí a ukončená ukládáním lagunárních jílů se sladkovodní, brakickou a mořskou faunou. Jako primární korelační horizonty jsou použity čtyři hlavní mořské horizonty v ostravském souvrství.

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 asi čtvrtina je těžitelná. Celková mocnost ostravského souvrství a s tím i počet a mocnost uhelných slojí směrem na východ k předpolí klesá. Ostravské souvrství řadíme do spodního namuru.

Ostravské souvrství je známé z hlubinných vrtů i na jižní Moravě. Ve vrtu Dambořice-1 se postupně bez zjevného přerušení vyvíjí  z podložního myslejovického souvrství (kulmský vývoj) a dosahuje mocnosti 523 m .

Ostravské souvrství se dále člení na čtyři litostratigrafické jednotky:

Petřkovické vrstvy

Spodní hranice petřkovických vrstev je dána stropem skupiny faunistických horizontů Štúra a svrchní hranice stropem hlavního ostravského brousku. Mocnost se pohybuje od 400 m do 760 m. Převažují jemno– až střednězrnné pískovce, které se vyskytují na odvalech. V petřkovických vrstvách vystupuje až 63 slojí a slojek, z nichž 39 má průměrnou mocnost větší než 0,4 m. Ve spodních vrstvách je ložisková úhlonosnost 0,63 % a svrchních 2,41 %.

Hrušovské vrstvy

Spodní hranicí představují strop hlavního ostravského brousku a svrchní hranici tvoří strop komplexu mořských horizontů sloje Enna. Hrušovské vrstvy jsou členěny bezeslojnou skupinou faunistických horizontů Františky do dvou dílčích jednotek spodních a svrchních hrušovských vrstev. Mocnost vrstev je až 1 000 m. Směrem k východu klesá až na 400 m a k jihu na 35 m až 200 m. Z těchto vrstev se na haldách objevují převážně – až střednězrnné pískovce (písčitost se pohybuje v průměru 42–49 %), které zde mají největší zastoupení. Spodní vrstvy mají ložiskovou úhlonosnost 1,45 % a svrchní vrstvy 0,61 %.

Jaklovecké vrstvy

Spodní hranici jakloveckých vrstev představuje strop komplexu mořských horizontů sloje Enna, svrchní hranici tvoří strop skupiny mořských horizontů Barbory. Mocnost vrstev se pohybuje od 360 až 400 m. Z těchto vrstev se na odvalech objevují zejména velmi zjemněné a značně písčité horniny. Celkový počet slojek je asi 30, z nich 14 je dobyvatelných. Ložisková úhlonostost asi 2,0 až 3,7 %.

Porubské vrstvy

Spodní hranici tvoří strop skupiny mořských horizontů Barbory, svrchní hranice této jednotky je kladena do sloje Prokop. Oproti ostatním se z těchto vrstev objevují na haldách i některé zvláštní horniny např. tzv. zámecký slepenec vyskytující se ve spodní části jednotky a fosilní půdy, tzv. ganistr. Vystupuje zde 11 až 41 nestálých až poměrně stálých slojí z nichž asi 30 má průměrnou mocnost větší než 0,4 m. Ložisková úhlonosnost je 1,8 %.

Výchozy uhelných slojí na již. svahu Landeku.
Výchozy uhelných slojí na jižním svahu Landeku.

Karvinské souvrství

Nadložní kontinentální karvinské souvrství je zachováno v denudačních reliktech zejména v karvinské části pánve, dále na Jablunkovsku a Frenštátsku. Jeho mocnost dosahuje maximálně až 1 km. Karvinské souvrství se také skládá z četných cyklů, ale na rozdíl od ostravského souvrství nemá žádné mořské horizonty a představuje tak typickou kontinentální uhlonosnou molasu.

V útvaru bylo rozlišeno 23 sladkovodních horizontů důležitých pro korelaci. Uhelné sloje, z nichž je asi 90 těžitelných, jsou typicky silnější, ale méně početné než v ostravském souvrství. Karvinské souvrství je více zastoupeno v polské části hornoslezské pánve. Směrem do nadloží mocnost cyklů klesá, což je odrazem postupného vyznívání sedimentace.

Vrch karvinského souvrství v českém sektoru pánve je hluboce erodován a pokryt miocenními sedimenty. Do svrchního karbonu byly patrně během svrchní křídy za laramické fáze alpinského vrásnění, kdy došlo k vyzdvižení karpatského předpolí, zaříznuty dvě rozsáhlá paleoúdolí Dětmarovice a Bludovice a vyplněny karpatskými až badenskými uloženinami.

Hornoslezská pánev byla částečně deformována v posledních fázích hercynské orogeneze, která v moravskoslezské zóně skončila ve westphalu

Karvinské souvrství dále členíme na tři litostratigrafické jednotky:

Sedlové vrstvy

Sedlové vrstvy dosahují mocnosti až 300 m a vyznačují se nejvyšší uhlonosností ze všech jednotek OKR. Před uzavřením dolů v ostravské části OKR uhelné zásoby sedlových vrstev tvořily přes 27 % geologických zásob. Jsou zde významně zastoupeny pískovce a slepence nestálé mocnosti a proměnlivého charakteru.

Sušské vrstvy

Sušské vrstvy, jako druhé v pořadí, se dělí provozně na spodní a svrchní. Hranicí je skupina faunistických horizontů sloje Hubert. Na Karvinsku dosahují mocnosti až 400 m. Vyznačují se vysokou uhlonosností zejména ve spodní části (v OKR nejvyšší po sedlových vrstvách).

Doubravské vrstvy

Nejvyšším členem karvinského souvrství jsou doubravské vrstvy, kde převládají jemnozrnné sedimenty.

Pozn.: Svrchní karbon moravosilezika po jeho konsolidaci krušnohorskou fází variského vrásnění byl intenzivní hloubkovou erozí rozdělen z morfologického hlediska na ostravsko-karvinský hřbet, který probíhá Z-V směrem a jižnější příborsko-těšínský hřbet. Párový systém hlavních zlomů regionálního významu, široká a intenzivně porušená pásma vytvářející místa selektivní eroze predisponovaly morfologickou členitost paleoreliéfu karbonu. Deprese Moravské brány tvoří základní osu ve směru JZ-SV, k ní šikmo vznikl systém
údolí-výmolů: bludovický výmol Z-V směru a dětmarovický výmol ZSZ-VJV směru. Bludovický výmol ústí do Moravské brány u Polanky nad Odrou a dětmarovický výmol se s bludovickým spojuje na území Polska. Na tyto výmoly navazují příčné erozivní zářezy druhého řádu, které se označují jako dílčí výmoly, zasahující do karbonského masivu.

Perm

V posledním období prvohor bylo naše území vynořenou kontinentální oblastí, jíž se nedotkla ani svrchnopermská záplava, která zasáhla severnější území Německa a Polska. V oblasti moravských Karpat se pozůstatky hornin permského stáří pravděpodobně nedochovaly.

Druhohory—mezozoikum

V druhohorách byl paleogeografický vývoj ve znamení postupného rozpadu superkontinentu Pangea, který vznikl na konci prvohor v období permu. Jednotlivé kontinentální kry, stavební jednotky dřívější Pangey, se osamostatňují a koncem druhohor nabývají podoby blízké dnešnímu stavu. Počátkem druhohor došlo k poklesu povrchu Českého masivu a vznikla protáhlá, asi 250 km široká, mořská pánev (geosynklinála), kterou postupně od jihu zaplavil paleooceán Tethys. Ten se na dlouhou dobu stal místem vzniku flyšových sedimentů v oblasti současných vnějších západních Karpat. V alpsko–karpatské soustavě převládl režim okrajových částí oceánu s členitým reliéfem mořského dna a složitými procesy pohybu hmot oceánské kůry.

Trias

Přímé doklady o existenci triasových vrstev ve Vnějších Karpatech a jejich předpolí na Moravě k dispozici nejsou. Triasové horniny jsou známy pouze jako valouny z terciérních slepenců flyšového pásma a ze štěrků spodnomiocenní výplně karpatské předhlubně.

Werfenské červené břidlice

Nejstaršími triasovými sedimenty jsou werfenské červené břidlice spodního triasu, zjištěné ve valounech terciérních slepenců ždánicko–hustopečského souvrství u Milovic v Pavlovských vrších. Karbonátové valouny středního triasu byli nalezeny ve slepencích ždánicko–hustopečského souvrství u Zaječí a Sedlece a ve spodnomiocénních štěrcích kroměřížského souvrství u Nítkovic a v okolí Holešova.

Vápence triasu ve slepencích mladších jednotek

K období svrchního triasu náleží hnědé jemnozrnné (mikritové) vápence ve slepencích paleogenních vrstev ve Chřibech (Střílky, Kvasice, Stupava, Ježov). Ve valounech slepenců magurského flyše, a to v horninách soláňského souvrství (Střílky, Zástřizly, Salaš), zlínského souvrství (Brňov) a ve slepencích chvalčovských vrstev předmagurské jednotky (Chvalčov), ve ždánicko–hustopečském souvrství ždánické jednotky (Velké Pavlovice) a v miocénních (panonských) štěrcích vídeňské pánve (Kyjov, Čejč) se objevují růžové krinoidové vápence, složené z článků mořských lilijic.

Nejmladšími triasovými sedimenty jsou šedé a hnědošedé vápence nejvyššího noru. Valouny byli zjištěny ve slepencích ždánicko–hustopečského souvrství  ždánické jednotky u Velkých Pavlovic a v nítkovických štěrcích kroměřížského souvrství karpatské předhlubně (Lhota, Pacetluky).

Triasu patří i valouny karbonatizovaných bazických vyvřelin spilitového rázu, které jsou prostoupeny neptunickými žilkami červených mikritových vápenců hallstattského typu (carnnor). Pocházejí ze soláňského souvrství Chřibů (Kvasice).

Jura

Jura je charakteristická zejména usazováním karbonátů, hlavně vápenců, v příhodných podmínkách mělkých šelfových moří a okrajových částí oceánů. Jurské sedimenty moravských Karpat se vyskytují buď jako valouny a různě velké bloky přemístěné do druhohorních a třetihorních sedimentů flyšového pásma a karpatské předhlubně, nebo jako tektonické útržky — bradla v čele flyšových příkrovů.

Paleogeografická rekonstrukce střední Evropy ve svrchní juře (Zdroj: Chlupáč et al. 2002).
Paleogeografická rekonstrukce střední Evropy ve svrchní juře (Zdroj: Chlupáč et al. 2002).

V rámci moravských Karpat je možno jurské sedimenty v zásadě rozdělit na následující skupiny. Jsou to:

Jurské sedimenty na severovýchodní Moravě

Ve slezské jednotce vnější skupiny příkrovů mají svrchnojurské sedimenty dvojí vývoj:

Štramberský vápenec

Mělkovodní vývoj představuje paleontologicky proslulý štramberský vápenec. Je to světle šedý až bělavý mikritový vápenec, místy brekciovitý, se zanedbatelným podílem siliciklastické složky. Klasickým výskytem je vrch Kotouč u Štramberka. Štramberský vápenec je obecně interpretován jako akumulace vápencového detritu, který vznikl rozrušováním korálových útesů. Ta zřejmě pokrývaly karbonátovou plošinu bašské elevace (kordilery) na vnějším okraji sedimentačního prostoru slezské jednotky. Vápence dosahují mocnosti až 350 m a mají především hlavní výskyt u Štramberka (Kotouč, Zámecký vrch, Skalka) a drobné výskyty u Jasenice, Skaličky a Valašského Meziříčí.

Uvnitř těles štramberského vápence se vyskytují litologicky odlišné horniny, které tvoří souvislejší polohy nebo drobné i větší sedimentární výplně různého tvaru. Jde o spodnokřídové horniny různého stáří (berriasalb). Ty se do vápencových těles dostaly při sedimentaci buď hlubokými rozsedlinami nebo tvoří výplň druhotných krasových dutin nebo představují zbytky pokryvných sedimentů, zachovaných jako výplně prohlubní v nepravidelném povrchu těles. V těchto křídových horninách můžeme rozlišovat několik lokálních litostratigrafických jednotek:

  • Olivetský vápenec reprezentuje nejvyšší tithon — svrchní valangin. Tvoří jej šedé až šedozelené vápence s jílovitou příměsí. Vyplňuje rozsedliny ve štramberském vápenci nebo se vyskytuje jako valouny či úlomky v mladších členech štramberské spodní křídy. K ukončení sedimentace štramberského vápence došlo tedy ponořením bašské elevace pod mořskou hladinu ještě před koncem tithonu.
  • Kopřivnický vápenec je vyvinut jako slepencovitý až brekciovitý, zbarvený červenohnědě a často zelenavě šedě až bělavě skvrnitý. Skládá se z klastů olivetského a štramberského vápence. V době ukládání kopřivnického vápence měla vynořující se bašská elevace na svém vrcholu vytvořený komplex (jehož částí byl štramberský vápenec, pokrytý povlakem olivetského vápence), který byl rozrušován činností vln. Kopřivnický vápenec často obsahuje “plovoucí” vápencové klasty různé velikosti, svědčící o transportu nahromaděného materiálu. Rozsedliny štramberského vápence jsou také vyplněny horninami tohoto typu.
  • Plaňavské souvrství tvoří černošedé jílovce, které obsahují úlomky a bloky štramberského a olivetského vápence. Jedná se o sedimenty podmořských skluzů, svědčících o pohybech, které způsobily zdvih dosud zaplavených přilehlých oblastí a transport materiálu z nich na relativně klesající bašskou elevaci.
  • Chlebovický slepenec představují horniny tvořené především slepencem a glaukonitickou základní hmotou, která vniká místy i několik desítek metrů hlubokými kapsami do masívu Kotouče. Základní hmota slepence obsahuje i muskovit a křemen. Vyskytuje se v okolí Štramberka.
Pozn.: Štramberský vápenec je nejznámějším typem jurských vrstev v oblasti Podbeskydí. První se o jeho výskytech u Štramberka zmínil C. Oeynhausen (1822). A. Boué (1830) je prohlásil za bílou juru (malm). Hraniční postavení štramberského vápence mezi jurou a křídou vystihl L. Hohenegger (1852). E. Oppel (1856) zařadil štramberský vápenec do tithonu, který jako stupeň vymezil. K.A. Zittel (1870) jej zařadil do svrchního tithonu. Pozdější výzkumy ukázaly transgresi křídových vrstev na jurské vápence.
Spodní těšínské vrstvy

Hlubokovodní pánevní vývoj nejvyšší jury představují tzv. spodní těšínské vrstvy. Ve svrchní juře se v celé slezské jednotce ve špatně větraném (anoxickém) prostředí usadilo 350—600 m mocné spodní těšínské souvrství (malm).

Typickým členem jsou světlé těšínské vápence, význačné střídáním mikritových a bioklastických vápenců, místy s rohovci, se zelenošedými a šedými vápnitými jílovci a černošedými slínovci.

Jurské sedimenty jižní Moravy

Četné vrty jak na Moravě, tak v Rakousku naznačují, že autochtonní jurské vrstvy jsou omezeny na relativně úzké pásmo karpatského předpolí mezi Brnem a údolím Dunaje. Picha interpretoval tuto zónu, zhruba shodnou s rozsahem vídeňské pánve, jako pozůstatek větší SZ-JV orientované riftové sníženiny Dyje–Thaya, která původně zasahovala dále do Českého masivu.

Stratigrafická tabulka jury v pokryvu Českého masivu
Stratigrafická tabulka jury v pokryvu Českého masivu (zdroj: Geologická minulost České republiky, autor Ivo Chlupáč a kolektiv) s. – souvrství, v. – vrstvy, váp. – vápence
Divácké vrstvy (grestenské souvrství)

Sedimentace hornin druhohorního stáří začala v oblasti jižní Moravy sedimenty diváckých vrstev (dogger). Spodní část výplně depresí tvoří hlavně tmavé jílovce a laminované prachovce s vložkami pískovců a se sideritovými konkrecemi. V ose nesvačilské deprese a jejich bočních údolích jsou až 300 m mocná písčitá a hrubě slepencová klastika, uložená gravitačními skluzy a bahnotoky.

Vyšší část výplně depresí charakterizují hnědošedé, většinou vápnité jílovce s proměnlivou písčitou a organickou příměsí. Tyto sedimenty odpovídají vrcholu transgrese ve středním eocénu, kdy moře přestoupilo okraj depresí a zaplavilo i okolní vyvýšeniny – nikolčicko-kurdějovský hřbet a ždánickou elevaci (kordileru).

Velmi mocná klastická ložiska jsou zatím známa pouze z území Rakouska, kde se dělí na čtyři členy: spodní a svrchní křemencové série a spodní a svrchní břidličnaté horizonty. Bazální transgresivní člen obsahuje vložky uhelných břidlic a uhlí. V písčité facii grestenského souvrství se vyskytují zásoby ropy (Dambořice) a plynu (Uhřice).

Nikolčické vrstvy

Diskordantně jsou nad diváckými vrstvami uloženy nikolčické vrstvy (callovoxford). Vrstvy jsou tvořeny především dolomity a dolomitickými pískovci, které se usazovaly v mělkém mořském prostředí. Mocnost vrstev dosahuje 70–250 m.

V raném oxfordu se na území jižní Moravy a severovýchodního Rakouska vyvinuly dvě hlavní facie:

  1. okrajová karbonátová facie (mělkovodní vývoj) a
  2. hlubší bazální anoxická facie (hlubokovodní pánevní vývoj).
Okrajová karbonátová facie

Okrajová karbonátová facie, včetně erozních zbytků jurských vrstev na obnažených okrajích české pánve, vznikla v mělkém moři podél západní strany jurské pánve. Na povrchových lokalitách u Brna (např. Stránská skála, Hády, Nová hora, Švédské šance), dosedají jurské vápence přímo na žulové horniny brněnského masivu nebo na devonské vápence.

Tyto bazální písčité a brekciovité vápence přecházejí do podložních mikritických a bioklastických (krinoidních) vápenců s glaukonitem a fosfáty. Bohatá mělkovodní mořská fauna tyto vrstvy přiřadila ke callovu a oxfordu. Mocnost těchto výskytů u Brna je asi 50 m.

V oblasti pod karpatskou předhlubní a frontální zónou násunového pásma je karbonátová facie zastoupena skupinou Altenmarkt, na Moravě dříve označovanou jako hrušovanské vápence, novosedelské vápence a dolomity a pasohlávské vápence. Tato plošinová sekvence o tloušťce asi 450 m začíná vrstvovitými vápenci a dolomity, ekvivalenty vranovických vápenců bazální facie, které gradují vzhůru do bioklastických vápenců a nakonec do řasových a korálových útesů střídajících se příčně s oolitickými a bioklastickými vápenci.

Hlubší bazální anoxická facie

Směrem do pánve je karbonátová facie lemována přechodnou facií slínovitých vápenců, které se v Rakousku rozlišují jako falkenštejnské souvrství. V bazální facii začala úplná karbonátová sedimentace uložením jemnozrnných, kavernózních a částečně silicifikovaných vápnitých dolomitů a vápenců zvaných vranovické vápence.

Vranovické vápence

Vranovické vápence představuji sedimentační sérii biomikritického kalu a detritu, který byl splachován z šelfové karbonátové plošiny na západě (oxford). Vranovické vápence se pozvolna vyvíjejí z podložních nikolčických vrstev. Tloušťka těchto vrstev klesá na východ směrem k hlubším částem pánve. Jak dokládá nově objevené naftové pole Žarošice na střední Moravě, dolomitické horniny vranovických vápenců představují velmi dobrý rezervoár pro výskyt ropy.

Mikulovské slínovce

Vranovické vápence se faciálně zastupují s tzv. altenmarktskými vrstvami a mikulovskými slínovci (oxford — spodní tithon). Mikulovské slínovce jsou tvořeny monotónním sledem tmavých, organicky bohatých slínů s podřazenými čočkami a vložkami organodetritických vápenců. Mikulovské slínovce korelují s klentnickým souvrstvím ždánické jednotky.

Kurdějovské a ernstbrunnské vápence

Směrem vzhůru mikulovské slíny postupně přecházejí do přibližně 400 m silného sledu tmavých organodetritických vápenců, dolomitů a drobných slínů nazývaných kurdějovské vápence.

Následují organodetritické, částečně dolomitizované vápence s bohatou faunou měkkýšů, řas a korálů (svrchní tithon). Wessely a Adámek pojmenovali tyto vrstvy jako ernstbrunnské vápence jako ekvivalent známých alochtonních ernstbrunnských vápenců ždánické jednotky vnější skupiny příkrovů, kde budují Pavlovské vrchy a vyskytují se i v Rakousku.

Ernstbrunnské vápence byly poprvé popsány z povrchových výskytů v okolí Ernstbrunnu v Rakousku. Později byly vrtným průzkumem zjištěny i v paleogenním autochtonu.

Jurské sedimenty račanské jednotky

Vápence spodní jury

Spodní jura (lias) zanechala tmavé vápence mělkovodního vývoje v okolí Lukovečku. Jedná se patrně o obří bloky — olistolity uvnitř slepenců soláňského souvrství magurské skupiny příkrovů.

Kurovické vápence

Vyšší malm reprezentují v magurské skupině příkrovů především kurovické vápence. Podle výzkumů patří do spodního tithonu až spodní části křídového stupně berriasu. Jsou jemnozrnné, světle šedé nebo zelenošedé a obsahují vložky slínovců s radioláriemi. Jsou to usazeniny úpatí svahu dílčí elevace a tvoří tektonický útržek v čele magurského příkrovu.

Lom v Kurovicích
Unikátní geologickou lokalitou je Kurovický lom, zejména z hlediska přítomnosti hranice mezi útvary jury a křídy, která je dokladem vulkanismu v tomto období (jediná na Moravě), výskytu makrofosílií, zejména aptychů, výskytu řady dalších fosilních druhů mikrofauny a mikroflóry.
Vápence svrchní jury

Vápence svrchní jury (malmberriasvalangin) se nacházejí u Cetechovic ve Chřibech

Lom v Cetechovicích
Jedním z olistolitů jurských vápenců je pozůstatek lomu v Cetechovicích. Ve spodní části se nacházela asi 6 m mocná poloha jemnozrnného zelenošedého vápence s hnědými rohovci a proplástky zelenavých slínovců. Výše ležely šedé a červené hlíznaté vápence, nad nimi bílé vápence, všechny s hojnými amonity. Celý vrstevní sled uzavíraly bílé deskovité vápence bez zkamenělin. Cetechovický “mramor” byl v minulosti použit v mnoha sakrálních památkách na Moravě, ale i ve Vídni.

Křída

Křídové sedimenty jižní Moravy

Po uložení ernstbrunnských vápenců (tithon) následovala mořská regrese, která v oblasti jižní Moravy a severovýchodního Rakouska trvala většinu spodní křídy. Ke konci spodní křídy došlo k nové omezené mořské transgresi, dokumentované vzácnými nálezy aptskýchalbických vápenců u Kuřimi a písků a břidlic u Rudice severně od Brna. Relikty vápencových brekcií u Kuřimi se nacházejí v otevřených puklinách žulových hornin brněnského masivu. Svrchní albické bioklastické a mikritické vápence s řasami a ústřicemi jsou uváděny také z hlubinného vrtu Nové Mlýny-1.

Svrchní křídové sedimenty

V cenomanu došlo ke globální mořské transgresi na většině evropské platformy včetně jejích okrajových částí sousedících s Tethydou. Svrchní křídové vrstvy jsou známy z prohlubně Dyje–Thaya na jižní Moravě a severovýchodním Rakousku. Na Moravě a v Rakousku se s nimi setkáváme v četných vrtech pod příkrovem ždánické jednotky. Tam svrchnokřídové vrstvy transgresivně spočívají na zkrasovatělých jurských karbonátech. Bazální glaukonitické pískovce přecházejí vzhůru do vápnitých jílovců a prachovců s ložisky písčitých vápenců a pískovců. Typicky jsou tyto vrstvy tlusté více než 200 m, nejvyšší známá mocnost (517 m) byla zaznamenána ve vrtu Ameis-1 v Rakousku.

Litologicky i stratigraficky lze tyto autochtonní vrstvy srovnat s klementským a pálavským souvrstvím, které se nacházejí nad  tithonskymi ernstbrunnskými vápenci Pavlovských vrchů.

Flyšové sedimenty spodní křídy

Křídový útvar byl v Evropě zejména v oceánském areálu Tethydy dobou významných horotvorných procesů. V alpsko–karpatské oblasti dochází k prvým nápadným projevům alpinského vrásnění.

Křídové sedimenty tvoří spolu s terciérními sedimenty hlavní část alpinsky zvrásněných flyšových Karpat na našem území, známé jsou především z magurské a vnější skupiny příkrovů. V magurské skupině příkrovů jsou křídové sledy neúplné a např. v bystrické jednotce křída na našem území chybí, stejně jako v pouzdřanské jednotce skupiny vnějších příkrovů. Úplný sled křídových sedimentů od berriasu až po maastricht je však doložen jen ve slezské jednotce.

Ve svrchní křídě dochází k hlubokomořské sedimentaci pestrých jílovců, které vystřídaly tmavé sedimenty spodní křídy. Udržují si jednotný ráz ve slezské jednotce i v magurské skupině příkrovů. Pouze časová souvislost není v jednotlivých jednotkách shodná. Ve svrchním turonu došlo k zásadní změně v sedimentaci. Pod vlivem horotvorných procesů austrijské fáze a mediteránní (subhercynské) fáze alpinského vrásnění vzrostla mobilita prostorů flyšové sedimentace a v turonu končí poměrně jednotný typ sedimentace charakteristický pro spodní křídu a nastupuje flyšová sedimentace typická pro celé flyšové pásmo Vnějších západních Karpat.

Pozn.: Přestože velká část flyšové sedimentace proběhla z časového hlediska v období křídy, je z formálního hlediska přiřazena již k flyšovému vývoji Karpat.

Zdroje:

CHLUPÁČ, I., BRZOBOHATÝ, R., KOVANDA, J. a STRÁNÍK, Z.: Geologická minulost České republiky. Praha: Academia Praha, 2002. 436 s

PICHA, F. J., STRÁNÍK, Z., KREJČÍ, O. (2006): Geology and Hydrocarbon Resources of the Outer Western Carpathians and Their Foreland, Czech Republic. In: Golonka, J., Picha, F. J. (eds.) The Carpathians and Their Foreland: Geology and Hydrocarbon Resources. AAPG Memoir, Tulsa (USA), No. 84, pp. 49–175.

Tipanová, A. Geochemie důlních vod vypouštěných z VJŽ a jejich vliv na povrchové vodoteče, Masarykova univerzita, Přírodovědecká fakulta.