Štítek: Carpathian foreland

Karpatská předhlubeň je součástí periferních alpsko–karpatských pánví v předpolí flyšových jednotek. Na území ČR tvoří systém vzájemně paralelních podélných předhlubní, které jsou vyplněny mořskými molasovými sedimenty (eggenburg–baden) ležícími na podloží Českého masivu, respektive na brunovistuliku a jeho paleozoickém, mezozoickém a paleogenním  sedimentárním pokryvu. Tyto neogenní sedimenty se noří v jihovýchodní části předhlubně pod přesunuté příkrovy flyšového pásma, nebo jsou začleněny do jeho příkrovové stavby.

Karpatská předhlubeň zahrnuje soustavu miocenních pánví, které v závislosti na postupujícím flyšovém akrečním klínu přesouvaly svůj sedimentační prostor i podélnou osu hlavní subsidence směrem na předpolí na tektonicky i sedimentárně zatěžovaný a ohýbající se okraj Českého masivu (ohýbal se vlivem zatížení sunoucích se flyšových příkrovů). Sunutí příkrovů akrečního klínu současně se sedimentací způsobily, že uloženiny předhlubně dnes leží místy pod flyšovými příkrovy, před nimi i na nich, nebo jsou dokonce do příkrovů začleněny. Délka přesunutí flyšového pásma přes sedimenty karpatské předhlubně dosahuje až 30 km.

Celková mocnost neogenní předhlubně na území Moravy se podle četných vrtů pohybuje v řádu stovek metrů. Pouze lokálně, např. na okraji náporového pásma u rakouských hranic, v Bludovické a Dětmarovické depresi a paleúdolích na Ostravsku, případně na Rožnovsku pod karpatskými příkrovy, tloušťka vrstev předhlubně přesahuje 1 000 m. Jejich maximální mocnost nepřevyšuje 2 500 m. Díky následné pliocenní a kvarterní denudaci prakticky nezpevněných neogenních sedimentů máme dnes zachovány jen relikty původně rozsáhlejších pánví.

Neogenní sedimenty karpatské předhlubně budují podloží Vněkarpatských sníženin v pruhu od Znojma až po Ostravu a nacházejí se v podloží Dolnomoravského i Dyjsko-svrateckého úvalu, Vyškovské brány, Ždánického lesa, Hornomoravského úvalu, Kelčské pahorkatiny, Podbeskydské pahorkatiny, Moravské brány a Ostravské pánve.

Geologický vývoj karpatské předhlubně

Neogenní karpatská předhlubeň na Moravě vznikla jako autonomní depoziční systém oddělený od středomořské oblasti stoupajícím alpsko-karpatským horským pásmem (součást Paratethys). Epizodická komunikace mezi těmito dvěma oblastmi však existovala, zejména ve středním miocénu.

Z hlediska paratethyské stratigrafie lze rozlišit tři hlavní depoziční jednotky: (1) eggenburg–ottnang, (2) karpat a (3) baden. Každá z těchto jednotek je charakterizována specifickým depozičním režimem, zjevně závislým na postupu karpatského posunu a globálních změnách hladiny moře.

Stavba karpatské předhlubně

Litostratigrafie karpatské předhlubně na Moravě ovšem není plně rozvinuta. V podélném smyslu, na základě rozdílné stavby a stratigrafického rozsahu výplně, se člení karpatská předhlubeň na tři části:

• jižní (od rakouské hranice po osu nesvačilského kaňonu),
• střední ( po s. omezení Hornomoravského úvalu),
• severní (po polskou hranici).

Karpatská předhlubeň je ve střední části porušena mladší příčnou příkopovou strukturou Hornomoravského úvalu a Mohelnické brázdy, které jsou vyplněny pliocenními a patrně i svrchně miocenními sladkovodními jezerními a říčními, místy svahovými a přívalovými sedimenty. Tyto sedimenty jsou rovněž považovány za součást neogenní karpatské předhlubně.

Pozn.: Uloženiny miocenních předhlubní na Moravě, i přes své značné rozšíření, vědecký a praktický geologický význam, nejsou na našem území dosud formálně vymezené a vyčleňují se jen jako chronostratigrafické jednotky. Proto někteří autoři přišli s návrhy formálního označení a vymezení, které se však liší podle toho, o kterou část karpatské předhlubně se jedná.

Jižní část karpatské předhlubně

Území jižní části Karpatské předhlubně je vymezeno na JZ rakouskou hranicí a na SV osou nesvačilského kaňonu (viz Autochtonní paleogén). Zaujímá území Dyjsko–svrateckého úvalu.

Sedimenty eggeru

Malešovické vrstvy

Sedimentace v karpatské předhlubni začíná v egeru, kdy na severozápadní cíp vranovického příkopu je vázán výskyt tzv. malešovických vrstev, které představují drobný denudační relikt mořských hnědošedých až černošedých slabě vápnitých jílovců.

Žerotické vrstvy(Žerotický člen)

V jihozápadní části pánve na Znojemsku se nalézají vůbec první doložené sladkovodní sedimenty žerotických vrstev, složené z nevytříděných valounů a úlomků hornin krystalinika a pestře zbarvených jílových zvětralin a prachovců, které přecházejí do rudohnědých, zelených, červeně skvrnitých nevápnitých a faunisticky sterilních písků a jílů.

Sedimenty eggenburgu

V důsledku sávské fáze alpinské orogeneze spolu se zvýšením hladiny světového oceánu došlo v eggenburgu k rozsáhlé transgresi moře zasahující na jihozápadní část předhlubně. Karpatská předhlubeň i vídeňská pánev patřily v té době k jednomu souvislému sedimentačnímu prostoru.

Vrstvy eggenburgu až ottnangu jsou na Moravě rozmístěny především v jižní části karpatské předhlubně mezi rakouskou hranicí a Brnem. Vyskytují se také ve ždánické jednotce (šakvické slíny a pavlovické souvrství) a ve vídeňské pánvi (lužické souvrství). Rozložení vrstev eggenburgu a ottnangu na jižní Moravě bylo do značné míry podmíněno již existujícím SZ—JV zlomovým systémem jurské sníženiny Dyje–Thaya, která tvoří podloží karpatské předhlubně a karpatského příkrovového pásma.

Vrstvy eggenburgu až ottnangu jsou odkryty podél západního okraje předhlubně. Spočívají tam transgresivně na kaolinizovaných krystalických horninách Českého masivu poznamenaných členitým erozním reliéfem s hřbety a kaňony. Ve východní části v oblasti příkrovového pásma jsou vrstvy eggenburgu až ottnangu pokryty mladšími miocenními sedimenty.

V sedimentech eggenburgu na jižní Moravě byly rozlišeny dvě hlavní facie: (1) okrajová (mělkovodní) facie a (2) hlubší bazální facie:

1. Mělkovodní okrajová facie se vyznačuje velkou litologickou variabilitou; na bazální hrubé slepence a kaolinitické písky navazují slíny, písky, jílovce a občasné uhelnaté jílovité břidlice. Sedimenty mělkovodní okrajové face se nazývají dobropolské jílovce. Na západním okraji pánve u Znojma byly ojediněle pestré proluviální klastické sedimenty nazvány jako žerotický člen (žerotické vrstvy).
2. Bazální facie je tvořena transgresivně uloženými klastickými sedimenty na  jurském podloží jižní části karpatské předhlubně. Tyto sedimenty vykazují vzhledem k odlišnému paleogeografickému vývoji území značné litologické rozdíly. Jižně od vranovického příkopu jsou označovány jako dunajovické pískovce, severně na nikolčicko–kurdějovském hřbetu jako divácké pískovce. Oba klastické vývoje leží na jurském podloží s výraznou úhlovou diskordancí. Mocnosti klastických sedimentů se pohybují v několika desítkách metrů, u dunajovických pískovců až 100 m.

Dunajovické pískovce

Dunajovické pískovce se vyskytují v území jižně od vranovického příkopu. Jsou charakterizovány naspodu zelenavě šedými, chloriticko–glaukonitickými, výše glaukonitickými až drobovými pískovci s typickou asociací průhledných těžkých minerálů (staurolit, turmalín, kyanit a zirkon).

Divácké pískovce

Divácké pískovce jsou šedé křemenné písky až pískovce, arkózové pískovce a slepence s vápnitým tmelem. V klastickém materiálu převládají valouny vápenců, klasty žul, porfyrů, diorytů a diabasů. Průsvitné těžké minerály mají obdobné složení jako dunajovické pískovce, avšak s dominantním zastoupením granátu. Divácké pískovce leží na nikolčicko–kurdějovském hřbetu

Dobropolské jílovce

Směrem k Z a SZ se mocnost bazálních klastických sedimentů zmenšuje až úplně chybí a na jurské podloží nasedá až vyšší, pelitická facie, která se nazývá dobropolské jílovce. Jsou to šedé až zelenavě šedé siltové jemně slídnaté, převážně nevápnité jílovce s laminární až tence deskovitou vrstevnatostí. Dosahují mocnosti až 300 m.

Výše se ukládají silty, písčité jíly, vápnité i nevápnité jíly s vložkami písků a uhelných jílů. V okolí Božic a Čejkovic zastupují vyšší části tzv. čejkovické písky.

Sedimenty ottnangu

Ve štýrské fázi alpinské orogeneze pokračoval ve Vnějších Západních Karpatech kompresní režim, což podmiňovalo zvedání areálu předhlubně a omezení spojení s mořskými pánvemi. Po ústupu eggenburského moře došlo k výrazné denudaci reliéfu a sedimenty eggenburgu byly ze značné části sneseny.  Na JZ Karpatské předhlubně dochází k ukládání brakických, lagunárních či sladkovodních sedimentů, které místy vykazují anoxický režim prostředí.

Sedimenty ottnangu, jinak podobné podložním eggenburským sedimentům, byly uloženy v mělčím, omezenějším prostředí vyznačujícím se přítomností tmavých jílovců se zbytky ryb. Charakteristickým znakem ottnangských vrstev je přítomnost rzehakiových vrstev reprezentovaných pískovci a štěrky s oblázky tmavých jurských vápenců a endemickými měkkýši (Rzehakia socialis).

Rzehakiové vrstvy

Charakteristickým souvrstvím ottnangu jsou rzehakiové vrstvy. Jedná se převážně o písky a štěrky s hojnými valouny tmavých jurských rohovců. Ukládaly se v prostředí s proměnlivou salinitou.

Pozn.: sedimenty s obsahem rzehakií, se ve větší míře vyskytují zejména v prostoru mezi Ivančicemi a Moravským Krumlovem.

Sedimenty rzehakiových vrstev jižní části předhlubně, ležící v nadloží eggenburgu a řazené v minulosti řadou autorů do karpatu, představují litofaciálně a seizmofaciálně diferencovaný komplex, ve kterém jsou nově vyčleňovány od podloží do nadloží:

• věstonické pískovce (ottnang)
• mušovské vrstvy (karpat)
• novopřerovské vrstvy (karpat)
• iváňské vrstvy (karpat)

Věstonické pískovce

Věstonické pískovce (ottnang), ležící s výraznou úhlovou diskordancí na sedimentech eggenburgu, dosahují mocnosti až 280 m. Jsou tvořeny převážně šedými, místy slabě nazelenalými, silně slídnatými, vápnitými, jemně až středně zrnitými, často rozpadavými pískovci s tenkými neprůběžnými jílovitými vložkami s drtí lignitu, méně často s náznaky lignitových proslojek. Vývoj je charakteristický dominantní granátovou asociací.

Přestože je popisovaný komplex litologicky a také geofyzikálně z hlediska mocností a plošného rozšíření dobře dokladován, zůstává z hlediska stratigrafického zařazení jedním z nejspornějších v rámci celého komplexu sedimentů karpatské předhlubně. Z těchto důvodů se řadí vymezený komplex sedimentů do ottnangu—karpatu. Věstonické pískovce korespondují s dříve vymezeným bazálním klastickým vývojem a s vývojem kongeriových a rzehakiových písků komplexů A, B.

Sedimenty karpatu

Nástup nového sedimentačního cyklu v karpatu je spojen se silnou tektonickou aktivitou a s pohyby ve flyšových jednotkách znamenající posun čela předhlubně k SZ směrem na předpolí Českého masivu. Nadále pokračuje podsouvání předpolí Českého masivu pod Vnější Karpaty, které je doprovázené vrásněním a tvorbou příkrovů v pouzdřanské a ždánické jednotce vnější skupiny příkrovů.

Docházelo ke kompresi a postupnému zakřivování karpatského oblouku. Předhlubeň získala dnešní SV—JZ směr a současně došlo k individualizaci vídeňské pánve. K intenzívní subsidenci došlo především na jižní a střední Moravě, kde mocnost karpatských uloženin může přesáhnout 1 200 m.

Laaské souvrství

V jižní části karpatské předhlubně pokračuje v karpatu sedimentace v nadloží věstonických pískovců. Souborně se sedimenty, ležící v nadloží věstonických pískovců, řadí do laaského souvrství, které se člení na:

• mušovské vrstvy a.
• novopřerovské vrstvy.

Mušovské vrstvy

Mušovské vrstvy jsou zastoupeny převážně šlírovým vývojem s laminárně vrstevnatými, zelenavě šedými, často nahnědlými, jemně slídnatými a vápnitými, horizontálně odlučnými siltovými až jemně písčitými vápnitými jíly. Pro vrstevní plochy je typické zvýšené zastoupení písčitoprachovité příměsi a zuhelnatělého rostlinného detritu. Místně jsou charakteristické vložky až výrazné polohy jemně zrnitých písků. Mušovské vrstvy jsou ekvivalenty tzv. šlírového vývoje, segmentu A a B nebo C. Mocnosti mušovských vrstev dosahují např. u Mikulova více než 400 m, u Mušova kolem 250 m a zmenšují se směrem k západnímu okraji pánve.

Pozn.: mušovské vrsty jsou rozvinuty částečně na jihu nesvačilského příkopu. Směrem k východu pokračují pod příkopy, zastupující pouze vrstvu karpatu jako hluboké vrty Nikolčice-5, Stupava-1 a Gottwaldov-2. Ve zlínské oblasti jsou vrstvy zastoupeny černými, silnými vápnitými jíly, do 10m mocnými, s úlomky organismů, následované „šlírovým“ vývojem s bohatou slepenou mikrofaunou.

Novopřerovské vrstvy

Novopřerovské vrstvy tvoří nejvyšší část miocenní výplně mezi čelem flyšových příkrovů a JV okrajem dílčí spodnobadenské pánve. Novopřerovské vrstvy jsou na V a JV uloženy v nadloží mušovských vrstev, od kterých se odlišují vyšším obsahem siltové komponenty, výskytem vrstev pískovce, zastoupené menším množstvím aglutinovaných schránek asociace foraminifer. Na Z jsou novopřerovské vrstvy uložené v nadloží starších miocenních vrstev nebo přímo na předneogenním podloží.

Chrakteristický je silný vápnitý vývoj střídavě šedých a bělavošedých, silně slídnatých siltovců, siltových jílů, jílovců a šedých až zelenošedých, jemně až středně zrnitých, silně slídnatých pískovců. V asociaci těžkých minerálů dominuje granát. Vzácně se v uvedeném komplexu sedimentů vyskytují pevné pískovce s karbonátovým tmelem ve formě lavic a desek. Vrstvy dosahují mocností až cca 550 m. Vrstvy odpovídají aleuriticko-pelitickému vývoji písčito–šlírové formace D.

Pozn.: novopřerovské vrstvy jsou na povrchu odkryty v pásu táhnoucím se od Březí a Novosedel přes Slavkov až ke Přerovu.

Iváňské vrstvy

Nejvyšším členem karpatu jsou iváňské vrstvy. Jejich sedimentace je spojena v karpatské předhlubni s výraznou diskordancí. Začínají šedými drobně zrnitými vápnitými pískovci o mocnosti cca 50 m, na které nasedají šedé středně až silně vápnité jílovce. Vlivem eroze vrstvy končí při jihovýchodním okraji spodnobadenské pánve, která se tvarově shoduje s prostorem vyplněným iváňskými vrstvami. Vrstvy korespondují s komplexem E, vymezeným jako tzv. terminální karpat.

Ke konci karpatu se předhlubeň zmenšila na úzkou a mělkou pánev rozprostírající se podél přední části příkrovového pásma Karpat.

Sedimenty badenu

Nepřerušená sedimentace mezi karpatem a badenem pokračovala jen na v Dolním Rakousku a lokálně na jižní Moravě. Baden začal lokální transgresí původně omezenou na nejhlubší zónu předhlubně podél čela příkrovového pásma Karpat. Teprve postupně se spodní badenská transgrese rozšířila do vzdálenějších zón předhlubně a přilehlých částí Českého masivu. Po krátkém ústupu moře se celé předpolí ponořilo a bádenské moře se rozprostřelo na rozlehlých územích Českého masivu. Vývoj ve spodním badenu zasahuje nejdále do Českého masivu v Boskovické brázdě k Moravským Budějovicím.

Badenská sedimentace začala uložením kontinentálních brekcií, po nichž následovaly mořské písky a štěrky známé pod místními názvy, např. Brněnské písky v okolí Brna. V hlubších a vzdálenějších částech pánve se uložily vápnité jíly zvané „tégly“. Po druhé transgresi v badenu byly v hlubších částech na bázi pánve uloženy především štěrky a písky. V mělčích částech pánve se usadily vápnité jíly – tégly a lithothamniové (řasové) vápence.

Na jižní Moravě končila sedimentace ve spodním badenu, zatímco na severní Moravě sedimentace pokračovala až do konce badenu.

Střední část karpatské předhlubně

Území střední části karpatské předhlubně je vymezeno na JZ osou nesvačilského kaňonu a na SV omezením Hornomoravského úvalu. Zaujímá území Vyškovské brány a Hornomoravského úvalu.

Sedimenty eggenburgu

V důsledku sávské fáze alpinské orogeneze v eggenburgu došlo spolu se zvýšením hladiny světového oceánu k rozsáhlé transgresi zasahující jihozápadní část předhlubně a Ostravsko. Střední část předhlubně mezi Brnem a Hranicemi byla v tomto časovém úseku a zřejmě i v ottnangu souší.

Sedimenty ottnangu

Ve štýrské fázi alpinské orogeneze pokračoval v období ottnangu ve Vnějších Západních Karpatech kompresní režim, což podmiňovalo zvedání areálu předhlubně a omezení spojení s mořskými pánvemi. Ve střední části předhlubně je výzdvih intenzívnější. Po ústupu eggenburského moře došlo k výrazné denudaci reliéfu a sedimenty eggenburgu byly ze značné části sneseny. Sedimentace, která v tomto prostoru probíhala, měla kontinentální ráz. Denudace eliminovala především křídový pokryv a zčásti i jeho podloží.

Sedimenty karpatu

Nástup nového sedimentačního cyklu v karpatu je spojen se silnou tektonickou aktivitou a s pohyby ve flyšových jednotkách znamenající posun osy předhlubně směrem k SZ. Pokračuje podsouvání předpolí Českého masivu pod Vnější Karpaty doprovázené vrásněním a tvorbou příkrovů ve ždánické, zdounecké a podslezské jednotce vnější skupiny příkrovů. Docházelo ke kompresi a postupnému zakřivování karpatského oblouku. Předhlubeň získala dnešní SV—JZ směr a současně došlo k individualizaci vídeňské pánve. V rámci karpatu se ve střední části karpatské předhlubně usadily sedimenty kroměřížského souvrství.

Kroměřížské souvrství

Kroměřížské souvrství představuje nejmladší člen sedimentárního záznamu karpatu ve střední části karpatské předhlubně. Bylo uloženo před čely flyšových příkrovů v bezprostředním nadloží novopřerovských vrstev. Souvrství je reprezentováno dvěma členy, tj. holešovskými slepenci a pestrými vrstvami.

Holešovské slepence (vrstvy)

Holešovské slepence jsou tvořeny nesouvislými tělesy štěrků a písků, které byly uloženy před čelem příkrovu karpatského flyše. Štěrky mají velikost klastik a jsou tvořeny především křemenem, černými rohovci, pískovci, rohovcovými vápenci, vápenci druhohorního stáří a kvarcity. Úlomky metamorfovaných hornin, granitických hornin, jílovců a slínovců jsou vzácné. Slepence jsou známy z vrtů i odkryvů.

Pozn.: Holešovské vrstvy se rozprostírají mezi Holešovem, Prusinovicemi a Bystřicí pod Hostýnem, dále pak v blízkosti Nítkovic a Dřevohostic.

Klastika holešovských vrstev i kroměřížského souvrství jsou označována podle místa výskytu: např. holešovské štěrky, nítkovické štěrky a písky a štěrky zborovského typu.

Pozn.: tzv. štěrky zborovského typu jsou tvořeny převážně z dobře opracovaných valounů paleogenních a křídových pískovců, jílovců, slepenců, místy z jurských vápenců. Tyto štěrky byly dříve řazeny do spodního badenu. Štěrky zborovského typu jsou rozšířeny podél jihovýchodního okraje karpatské předhlubně u Kroměříže, Zborovic, Litenčic a Chválkovic.

Pestré vrstvy

V souvislosti s ukončením sedimentace karpatu se na střední Moravě před čelem ždánické jednotky vnější skupiny příkrovů usadily klastické sedimenty tvořené jíly, písky, pískovci, štěrky a slepenci, dnes označované jako pestré vrstvy kroměřížského souvrství. Typickou facií pestrých vrstev jsou tzv. „pebbly mudstones“. Jsou to sedimenty tvořené příměsí písčité a štěrkovité frakce v jílovité matrix vzniklé z gravitačních hustotních proudů. Pestré vrstvy jsou doloženy pouze z hlubokých vrtů, které byly provedeny v rámci naftového průzkumu ve 20. století.

Pestré vrstvy měly přínos klastického materiálu ze slezské jednotky (krosněnské souvrství), kdežto holešovské slepence byly dotovány materiálem ždánicko-podslezské jednotky (ždánicko-hustopečské souvrství) a případně starší sedimentární výplní karpatské předhlubně. Na sedimentaci kroměřížského souvrství měla významný vliv tektonika, kdy se v rámci dosunutí flyšových příkrovů Západních Karpat reaktivovalo zlomové pásmo Hané a došlo také k výzdvihu slavkovsko-těšínského hřbetu, což vedlo k depozici sedimentů rozdílných litofaciálních vývojů. Sedimentace kroměřížského souvrství probíhala v relativně úzké a mělké pánvi před čely příkrovů.

Sedimenty badenu

Vývoj ve spodním badenu zasahuje do rozdílně subsidující předhlubně od JZ i SV. Před čely příkrovů se zvedá elevace slavkovsko-těšínského hřbetu SV—JZ směru provázená na vnějšku řetězem relativně úzkých depresí posouvajících osu předhlubně opět dále k SZ. Vývoj ve spodním badenu zasahuje nejdále do Českého masivu na Olomoucku až k Ústí nad Orlicí.

Rozšířená je bazální klastická sedimentace, zastoupená hrubě klastickým vývojem, skládajícím se především ze štěrků, pocházejících z karpatského materiálu a hrubých písků pocházejících z Českého masivu. V nadloží bazální klastické sedimentace jsou v celé oblasti západní karpatské předhlubně uloženy převážně pelitické sedimenty: vápnité jíly – tégly a lithothamniové vápence.

Sedimenty pliocénu v Hornomoravském úvalu

V pozdním miocénu a v pliocénu se v karpatském předpolí a okrajové zóně karpatského příkrovu vytvořila sladkovodní pánev (dnes Hornomoravský úval). Hraniční zlomy této sníženiny směřují ve směru SZ—JV, kolmo na směr karpatského pásma. Tyto zlomy, sahající z předpolí Českého masivu přes neogenní předhlubeň až do okrajových částí příkrovového pásma, zjevně navazují na již existující zlomový systém, reaktivovaný během postorogenního (po orogenezi) odskoku karpatského předpolí.

Sedimentární výplň Hornomoravského úvalu a Mohelnické brázdy tvoří fluviální a lakustrinní sedimenty, které lze rozdělit na spodní a svrchní část. Spodní část výplně je reprezentována až 100 m mocnými načervenalými sedimenty, pocházejícími z hluboce zvětralého povrchu. Stejně mocná svrchní část je tvořena monotónními šedými a zelenými jíly a písky s četnými vrstvami uhelnatých jílů a lignitu. Pokles v hornomoravské prohlubni pokračoval až do pleistocénu.

Severní část karpatské předhlubně

Území severní části karpatské předhlubně je vymezeno na JZ omezením Hornomoravského úvalu, odkud pokračuje severovýchodním směrem po Polskou hranici. Zaujímá území Moravské brány a Ostravské pánve.

Pozn.: v severní části karpatské předhlubně jsou nově označeny a vymezeny chronostratigrafické jednotky, které byly doposud pouze formálně vymezeny. Názvosloví bylo využito z polské strany karpatské předhlubně, kde je již více než dvacet let ustáleno. Stratigrafické jednotky na české i polské straně spolu souvisí a korelují.

Sedimenty eggenburgu

Na severní Moravě jsou eggenburské fluviální písky a nadložní mořské břidlice známé pouze z dětmarovického výmolu a z několika drobných erozních zbytků.

Źebrzydovické souvrství

Sedimenty Źebrzydovického souvrství byly v největším rozsahu zjištěny na bázi dětmarovického výmolu. Na bázi leží písky a štěrkovité písky, v nadloží následují písčité jílovce.

Pozn.: Sedimenty Źebrzydovického souvrství byly v největším rozsahu zjištěny v úseku přes 10 km dlouhém a až 1 km širokém mezi Dětmarovicemi a Petrovicemi. Nacházejí se také v jediném povrchovém výchozu na ostravsko–karvinském hřbetu na lokalitě u Jaklovce.

Sedimenty ottnangu

Opavsko bylo zřejmě v ottnangu souší. Byl zde však činný vulkanismus podobně jako na některých dalších lokalitách.

Halcnowské souvrství

Sedimenty ottnangu byly dosud na severní Moravě zjištěny jen v jediném výskytu ve vrtu NP 812, kde byly nalezeny rozpadavé světle šedé, jemnozrnné, prachovité křemenné a drobové pískovce. Jsou srovnávány s facií rzehakiových vrstev od Moravského Krumlova. Podle petrografického obsahu se tyto vrstvy považují za velmi podobné horninám kladeným do halcnowského souvrství v Polsku, a proto byly takto vymezeny

Sedimenty karpatu

Na severní Moravě se ukládaly sedimenty karpatu v morfologicky značně členitém reliéfu (poznamenaném existencí Bludovického a Dětmarovického výmolu a mezilehlých hřbetů) a v relativně mělčích podmínkách s poklesovými tendencemi i v oblasti Hornomoravského úvalu a Mohelnické brázdy. To se odrazilo i v jejich větší faciální pestrosti. Severní část karpatské předhlubně se skládá ze stryszawského souvrství.

Ke konci karpatu se předhlubeň zmenšila na úzkou a mělkou pánev rozprostírající se podél přední části příkrovového pásma. Na severní Moravě byly uloženy pestré jílovce s anhydritem a netříděnými písky, kdežto na střední Moravě byly ukládány jílovce, písky a štěrky s úlomky hornin pocházejících z karpatského pásma.

Stryzsawské souvrství

Bazální písky různého stáří a složení přecházejí vzhůru do pestrých a hnědých prachovitých břidlic uložených v lagunách a pobřežních jezerech s proměnlivou slaností. Následují mořské šedé laminované prachovité jílovce – tzv. šlíry. Souvrství jako celek odpovídá stryszawskému souvrství v Polsku. V rámci stryszawského souvrství jsou vymezeny dílčí vrstvy:

1. Janovické vrstvy,
2. Lichnovské vrstvy,
3. Choryňské vrstvy a
4. Studénské vrstvy.

Pozn.: v severní části karpatské předhlubně byly pro období karpatu nově definovány janovické, lichnovské, choryňské (šlírové) a studénské vrstvy, které souhrnně odpovídají formaci Stryszawa západní části polské karpatské předhlubně. Jiní autoři vymezily celý sled stryzsawského souvrství jako bielské vrstvy.

Janovické vrstvy

Janovické vrstvy (dříve tzv. „bazální klastika karpatu“) jsou reprezentovány bazálním vývojem stryszawského souvrství. Jsou zastoupeny slabě litickými arkózami (slabě zpevněné arkózové pískovce a slepence) s převládajícím křemenným materiálem, masivními nevápnitými drobovými pískovci s glaukonitem a písčitým štěrkem s oblázky pocházejícími z Karpat či z karbonátů, vzácně s vložkami autochtonních šedých vápnitých jílovců. Mocnost dosahuje až 36 m. Sedimenty jsou bez fosilií, uložené v nadloží paleozoického fundamentu a liší se od nadložních lichnovských vrstev petrografickým složením i litologií.

Pozn.: Na střední Moravě u Dolních Netčic jsou jejich ekvivalentem dolnonětčické vrstvy. Dolnonětčické vrstvy jsou reprezentovány šedými, šedožlutými vápnitými, jemně až středně zrnitými pískovci s vložkami slínů + balvanité štěrky.  Představují denudační zbytek.

Lichnovské vrstvy

Lichnovské vrstvy (dříve tzv. „pestré vrstvy“) jsou obvykle uložené v nadloží paleozoického fundamentu, lokálně laterálně nahrazují janovické vrstvy nebo zčásti vyhlazují nejnižší část choryňských vrstev. Liší se od posledních dvou jednotek petrografickým složením. Jsou reprezentovány namodralými, zelenošedými, rezavými a červenohnědými, skvrnitými až pruhovanými siltovci (prachovci) a jemně písčitými siltovci. Dosahují mocnosti až 70 m (okolí Štramberka). Prachovce jsou obvykle bez fosílií, ale lokálně obsahují vložky hnědých jílovců, obsahující fragmenty měkkýšů a rybích kostí.

Choryňské vrstvy

Choryňské vrstvy (dříve tzv. „hnědé+šedé vrstvy“) leží v nadloží lichnovských vrstev, od kterých se odlišují petrografickou charakteristikou. Jsou ostře ohraničené oproti nadložním studéneckým vrstvám, od kterých se odlišují jejich „šlírovitým“ vývojem. Spodní část obsahuje převžně hnědé, méně tmavě šedé, hnědošedé až zelenošedé jílovce a vápnité jílovce s proměnlivou částí písku a siltu. Výše obsahují bělavě šedé, jemně až hrubě zrnité jílovité pískovce. Uhelné proplástky a horizonty jsou bohaté na rostlinné detrity obsahující brakické měkkýše.

Mocnost choryňských vrstev klesá od JZ (350 m) k SV, směrem k V vykliňují. Lokálně se nachází v alochtonní pozici, kde jsou tektonicky začleněné do spodní části příkrovů.

Studénecké vrstvy

Studénecké vrstvy (dříve tzv. „pestré vrstvy se sádrovci“) lokálně postupně přechází z podložních choryňských vrstev, mají však výrazně menší rozšíření (regrese) a ztrácejí ráz šlírů. Obsahují olivově zelené, rezavě hnědé, červenohnědé a zelenošedé vápnité jílovce, skvrnité a páskované, lokálně přecházející do vápnitých siltovců s laminací jemně zrnitých vápnitých drobovitých pískovců. Obsahují obsahují sádrovce a pelodisderity.

Černotínské písky

Ve východním okolí Hranic na Moravě se vyskytují černotínské písky. Jejich stáří se jeví značně problematické a bývají zařazovány převážně do karpatu, ale také do spodního badenu.

Sedimenty badenu

Vývoj ve spodním badenu zasahuje do rozdílně subsidující předhlubně od JZ i SV. Před čely příkrovů se zvedá elevace slavkovsko-těšínského hřbetu SV—JZ směru provázená na vnějšku řetězem relativně úzkých depresí posouvajících osu předhlubně opět dále k SZ. Vývoj ve spodním badenu zasahuje nejdále do Českého masivu na Opavsko.

Rychlost klesání se v různých částech předhlubně a předpolí značně lišila. Na rozdíl od karpatu byl pokles předhlubně na severní Moravě v badenu intenzivnější, kde se nahromadilo až 1 100 m sedimentů spodního badenu  v bludovickém a dětmarovickém výmolu.

Na severní Moravě je spodní baden zastoupen bazálními klastiky (debowické slepence), následovanými pestrými jíly s vložkami lignitu. Následuje uložení šedých vápnitých břidlic s bohatou foraminiferální faunou (Lobodické souvrství). V této době byl v oblasti také aktivní čedičový vulkanismus.

Debowické slepence (bazální klastika)

Nástup spodnobadenské transgrese není synchronní. V hlubokých depresích předbadenského reliéfu (např. dětmarovický a bludovický výmol) začíná sled sutěmi a suťovými brekciemi suchozemského, místy i marinního původu, popř. různými typy písků a štěrků. Výše převládají bazální klastika mořského původu – písky, štěrky – na Ostravsku označované jako tzv. ostravský detrit.

Lobodické souvrství

Spodnobádenská transgrese se rychle rozšířila daleko k západu na Český masiv. Denudační zbytky dokládají záplavu velké části Drahanské vrchoviny, Nízkého Jeseníku atd. Pokles byl největší na Ostravsku, kde spodnobadenské sedimenty dosahují mocnosti až 1 100 m. V této druhé fázi transgrese se usadily především vápnité jíly — tégly. V závislosti na podložním reliéfu se utvořily i biohermové (mechovkové) organogenní vápence a vápnité pískovce. Součástí lobodického souvrství jsou klastické sedimenty, které jsou známy z vrtů ve vymýtinách a známe je jako:

• havířovské vrstvy – jsou převážně hrubě zrnité uloženiny, které vyplňují centrální části vymýtin,
• jerlochovické vrstvy – jsou klastika s parakonglomeráty, která se vyskytují v paleoúdolích na svazích vymýtin v oblasti Dětmarovic a Bludovic.

Dosunutí příkrovů na Ostravsku a v Polsku a výzdvih karpatské předhlubně znamená i zánik souvislého spodnobadenského sedimentačního prostoru na Moravě. Mořská sedimentace pokračuje bez přerušení ve středním a svrchním badenu pouze na Opavsku a Ostravsku.

Krzyzanowské souvrství

Střední baden (stupeň wielič) je zastoupen už jen na Opavsku. Středobadenské šedé jíly jsou překryty evapority (kobeřický sádrovec) o tloušťce až 65 m. Vysrážení evaporitů značí mělkomořské podmínky ve středním badenu, ke kterým došlo i jinde ve vnějších pánvích centrální Paratethys. Závěrečné mořské sedimenty v severní části karpatské předhlubně na Moravě představují svrchnobádenské jíly s hojnými zbytky rostlin a s tenkými vrstvami vápenců na bázi. Celková mocnost badenu zde dosahuje 300—500 m. Vzhledem k tomu, že tyto vrstvy přecházejí z polského území na naše, doporučuje se pro ně jednotné označení krzyzanowské souvrství.

Začátkem svrchního badenu (stupeň kosov) sedimentace končí i v této oblasti. Od té doby se akumulovali pouze kontinentální fluviální a lakustrinní sedimenty různého stáří (Hornomoravský úval).

Zdroje:

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

FRANCÍREK, M. HANÁČEK, M. NEHYBA, S. (2016): Nové poznatky o facii „Pebbly Mudstones“ pestrých vrstev kroměřížského souvrství (karpat, střední část karpatské předhlubně), Geologické výzkumy Moravy a Slezska, Brno