Geologický vývoj Českého masivu
a přilehlé části Vnějších Západních Karpat
Martin Hanáček
Geografický ústav, Přírodovědecká fakulta, Masarykova univerzita
Vznik zárodků Českého masivu
Kadomská orogeneze (neoproterozoikum)
Pan-africká orogeneze spojení jednotlivých částí Gondwany (závěr proterozoika)
Peri-Gondwana – pásmo vulkanických oblouků lemujících superkontinent
(podobně jako Japonské souostr.). Kolize vulkanických oblouků s okrajem kontinentu –
kadomská orogeneze. Vznik zárodků Českého masivu.
Dílčí části budoucího ČM podél severoafrického okraje Gondwany (Peri-Gondwana).
Gondwana na jižním pólu, Peri-Godnwana ve vyšších šířkách jižní polokoule.
Cawood et al. (2021)
Moghadam et al. (2016)
Coks, L.R.M., Torsvik, T. H. 2002. Earth
geography from 500 to 400 million years
ago: a faunal and palaeomagnetic review.
- Journal of the Geological Society, 159,
631–644.
Coks, L.R.M., Torsvik, T. H. 2002. Earth
geography from 500 to 400 million years
ago: a faunal and palaeomagnetic review.
- Journal of the Geological Society, 159,
631–644.
Vznik zárodků českého masivu
kadomská orogeneze (neoproterozoikum)
Brunovistulikum – největší dílčí jednotka Českého masivu,
Na většině plochy překryto mladšími horninami. Výchozy –
brněnský masiv tvořený granitoidy i metamorfity.
Desenská a keprnická jednotka – metamorfované granitoidy –
ortoruly v hrubém Jeseníku.
Po kadomské orogenezi jednotlivé části budoucího Českého
masivu rozesety v pásemném pohoří v Peri-Gondwaně (na severoafrickém
až jihoamerickém okraji Gondwany).
Střední Čechy (Barrandien) – zaoblouková mořská pánev mezi
vulkanickým obloukem a pevninou. Až 10 000 m mořských sedimentů
z erodovaných ostrovů i pevniny (břidlice, ojediněle
hrubé slepence z gravitačních proudů), vulkanity a křemité
chemogenní usazeniny (buližníky).
Metamorfovaný granitoid, desenská skupina.
Svahy Orlíku, Hrubý Jeseník
Buližník, Barrandien, Hluboš
Vrstva nevytříděných hrubých slepenců erozně
nasedá na břidlice. Barrandien, Dobříš
Metamorfované granitoidy, brněnský masiv u Tišnova
Dziedzic et al. (2021)
Kadomské základy Českého masivu – součásti dvou kontinentů – Gondwany a Baltiky
konec neoproterozoika
Na konci neoporterozoika se od Gondwany a Laurentie oddělila Baltika
a driftovala od Gondwany na sever. Během riftingu a horizontálních
posunů při separaci kontinentů se část Peri-Godnwany včetně
Brunovistulika ocitla na baltické straně.
Brunovistulikum se tak stalosoučástí Baltiky.
Ostatní části budoucího ČM – moldanubikum, saxothuringikum,
lugikum, barrandien zůstaly v Peri-Gondwaně.
Dziedzic et al. (2021)
Neoproterozoikum před 600 Ma,
Zdroj: Deep Time Maps
Kambrium – Peri-Gondwana
kadomská molasová mezihorská pánev
Perigondwanská část ČM se po kadomské orogenezi stala mezihorskou pánví
(kadomskou molasovou pánví, 2 dílčí pánve: příbramsko-jinecká pánev
a skryjsko-týřovická pánev).
Spodní kambrium: kontinentální prostředí – aluviální kužely, divočící řeky
z eorodovaných kadomských hor, jezera (slepence, pískovce s šikmým
zvrstvením).
Střední kambrium: mořská transgrese. Břidlice jineckého souvrství s bohatou
faunou trilobitů.
Svrchní kambrium: ústup moře, fluviální prostředí, vulkanismus.
Fluviální pískovce s čeřinami
Příbr.-jin. pánev.
Údolí Litavky
Mořské břidlice jineckého souvrství.
Příbr.-jin. pánev. Jince
Trilobit v břidlici jineckého souvrství.
Příbr.-jin. pánev., Jince.Fluviální slepence. Příbr.-jin. pánev., vrch Koníček
Ordovik, silur – Peri-Gondwana
Svrchní ordovik (hirnantian, 444 Ma) Spodní silur (llandovery, 440 Ma)
Ordovik
Svrchní ordovik – ledovcový štít v severní
Africe. Peri-Gondwana chladnovodním
klastických šelfem. Dropstony
v Barrandienu jako doklad ledových
ker
Silur
Deglaciace Gondwany
Glacieustatický zdvih mořské hladiny
Zaplavení šelfů – pelagické podmínky graptolitové
břidlice
Drift blíže k rovníku – oteplení –
vápence koncem siluru
Graptolitové břidlice. Barrandien
Lom Kosov u Berouna
Graptolitové břidlice ve spodních etážích, vápence v jejich nadloží
ve svrchních etážích. Lom Kosov u Berouna Barrandien
Dropstone v pískovci.
Barrandien Levín.
Klastické sedimenty
ordovického šelfu.
Barrandien Praha.
Coks, Torsvik (2002),
upraveno.
Coks, L.R.M., Torsvik, T. H. 2002. Earth geography
from 500 to 400 million years ago: a faunal and
palaeomagnetic review. - Journal of the Geological
Society, 159, 631–644.
Devon
Armorická skupina teránů, moravskoslezská pánev
Lt – Laurentie (laurentský štít) B – Baltika (baltský štít) S – Siberie (angarský štít),
G – Gondwana, Ls – Laurusie
Bílá elipsa: základy ČM v Peri-Gondwaně. Žlutá elipsa – Armorická skupina teránů.
Červená elipsa - Brunovistulikum
Vznik Laurussie: kolize a spojení Baltiky, Laurentie a Avalonie
Brunovistulikum (Bvt) součástí baltské části Laurussie.
Ostatní části ČM (saxothuringikum, moldanubikum, lugikum, barrandien) a další části
Peri-Gondwany (Armorický masiv, Francouzské středohoří ad.) se počátkem devonu
riftingem oddělily od Gondwany jako souostroví (Armorická skupina teránů, AST).
AST během devonu driftovala rovníkovým oceánem směrem k brunovistulickému
okraji Laurussie. Před AST se uzavíral Rheický oceán. Za AST se otevíral oceán
Paleotethys. Okraj Laurussie – extenze brunovistulické kůry – vznik podobného moře
jako Japonské moře na roztahované kůře Asie. Vznikla tak mořská moravskoslezská
pánev podložená brunovistulikem.
ordovik,
470 Ma
Lt
B
S
G
Deep Time Maps
devon,
400 Ma
Ls
S
G
Deep Time Maps
AST
Bvt.
Laurentie
Baltica
Spodní devon,
400 Ma
Deep Time Maps
Devon – Armorická skupina teránů
AST driftuje směrem k brunovistulickému okraji
Laurussie. Přitom přesun do tropického
rovníkového pásma.
Spodní devon: koněpruský útes tvořený
stromatoporami, lilijicemi, deskatými a drsnatými
korály a obývaný dalším bentosem (ramenonožci,
gastropodi, plži, mechovky, trilobiti) a nektonem
(hlavonožci, rybovití obratlovci). Útes je odkryt
Velkolomem Čertovy schody.
Střední devon – karbonátové prostředí je náhle
vystřídáno klastickým – mořské dno je zanášeno
siltem s pískem jako důsledek vynořování souše
a uzavírání moře na počátku variské orogeneze.
Moře ustupuje a šíří se brakické pobřežní laguny,
zarostlé suchozemskou psilofytiní flórou a ranými
kapraďorosty.
Rekonstrukce Jana Sováka zobrazující prostředí koněpruského
útesu. Z knihy Zaniklá moře uprostřed Evropy (2003)
Střední devon AST (Barrandien): pobřežní laguny
s psilofytními rostlinami a kapraďorosty. Orig. Jiří Svoboda.
Velkolom Čertovy schody
Lilijice koněpruského útesu.
Kolonie deskatého korálu koněpruského
útesu.
Kapradina. Barrandien
Devon - Brunovistulikum
Extense Brunovistulika – vznik moravskoslezské
pánve. (elipsa v mapce). Bylo to okrajové moře
Laurussie, ohraničené bloky Brunovistulika.
Spodní devon – bazální klastika – terestrické (aluviální
a fluviální) červené slepence.
Střední devon – největší extenze, diverzifikace pánve
do pánevního vývoje (nejhlubší část, jílovité
sedimenty, bazické vulkanity riftového vulkanismu),
a platformního vývoje (mělký šelf, karbonátová
platforma Moravského krasu).
Platforma: ve středním devonu stromatoporové
a korálové biostromy, svrchní devon – zánik útesů,
pelagické vápence a karbonátové turbidity.
AST
Bvt.
Deep Time Maps
Model moravskoslezské pánve v devonu. Podle I. Chlupáče (z knihy
Geologická minulost české republiky, Academia, 2002).
.
Paleogeografie rovníkové oblasti mezi Laurussií
a Gondwanou. AST – Armorická skupina teránů,
Elipsa – moravskoslezská devonská pánev, Bvt –
Brunovistulikum
Fluviální pískovce bazálních klastik. Babí lom.
Vápence karbonátové platformy. Hády, Lesní lom
Trilobit z břidlic pánevního
vývoje. Chabičov.
Stromatopory ve vápenci
karbonátového šelfu. Josefov.
Brunovistulikum –
podklad moravskoslezské
pánve.
Spodní devon,
400 Ma
Deep Time Maps
karbon,
340 Ma
Karbon-pennsylvan, perm
300-280 Ma
Ls
G
S
P
S
Variská orogeneze – spojení Českého masivu
Ls– Laurusie, S – Siberie (angarský štít),
G – Gondwana, P - Pangea
Deep Time Maps
Karbon - pennsylvan,
300 Ma
Deep Time Maps
Variská orogeneze – spojení Českého masivu (svrchní devon až svrchní karbon-pennsylvan)
Bvt.
Laurentie
Baltica
Svrchní devon – mississipp: změna dosavadních extenzních režimů na kompresní. Rheický oceán zanikl subdukcí svého dna a AST následně
kolidovala s jižním okrajem Laurussie. Přitom se blok tvořený moldanubikem, barrandienem, saxothuringikem a lugikem nasunul na okraj
brunovistulika. Kolizi provázela rozsáhlá regionální metamorfóza hornin. Část moravskoslezské devonské pánve zanikla, zbytek jejího prostoru se
stal flyšovou mořskou předhlubní, která z vnějšku lemovala vrásněné rostoucí horstvo. Eroze hor vedla k intenzivnímu zanášení flyšové pánve
Turbidity (mocná souvrství drob a břidlic). V další fázi orogeneze v mississippu byly i sedimenty flyšové pánve zvrásněny a staly se vnější
zónou variského pohoří. V novém předpolí vznikla v pennsylvanu mořsko-kontinentální a nakonec čistě kontinentální molasová předhlubeň.
Karbon - mississipp,
350 Ma
Deep Time Maps
Karbon - pennsylvan,
300 Ma
Deep Time Maps
Variský orogén v Evropě
Linie
uzavření
Rheického
oceánu
pásma
variského
orogénu
Karbon - pennsylvan,
300 Ma
Deep Time Maps
Variský ororogén - internidy
Vnitřní části variského orogénu (internidy)
prodělaly metamorfózy, které doprovázejí
kolizi dvou kontinentů – kontinentální kůra
v kolizní zóně důsledkem tektonického
nasouvání hornin rostla na mocnosti – horniny
byly metamorfovány v podmínkách středních
teplot a tlaků. Metamorfovány byly jak vyvřeliny
za vzniku ortorul nebo amfibolitů, tak celá souvrství
klastických sedimentů za vzniku fylitů, svor, pararul,
a kvarcitů Z vápenců vznikly mramory.
Horniny jsou detailně zvrásněné.
Metamorfovaný devonský slepenec (patrné jsou tektonicky
stlačené valouny). Branná .
Kvarcity . Metamorfované a zvrásněné původní pískovce
moravskoslezské devonské pánve,
Fylity – metamorfované a zvrásněné
Jílovce mořského dna. Vrbno p. Pradědem
Mramory a amfibolity – původně vápencové vrstvy kolem
Podmořského vulkanismu. Chýnov.
Variský ororogén – zvrásněná nemetamorfovaná mořská souvrství staršího paleozoika
Ve vnějších částech orogénu (externidách)
nebyly horniny metamorfovány, ale pouze
tektonicky zvrásněny a jako příkrovy
vzájemně přesunuty. Na těchto původně
vodorovných souvrstvích je dobře patrno
zkracování prostoru během orogeneze
v horizontálním směru a nárůst mocnosti
kůry ve svislém směru.
Zvrásněné vápence moravskoslezské devonské pánve
Lesní lom u Brna
Zvrásněné vápencová souvrství
silurského moře Peri-Gondwany.
Barrandien, lom Kosov u Berouna
Tektonicky zešikmené vrstvy mělkomořských
pískovců a prachovců ordovického moře
Peri-Gondwany. Barrandien, Praha
Variský orogén – flyšová předhlubeň (karbon – mississipp)
Bvt.
Laurentie
Baltica
Po kolizi AST s brunovistulickým okrajem Laurussie vyvrásnila vnitřní část
variského orogénu. Na přelomu devonu a karbonu tak vzniklo výrazné horské
pásmo, lemované zbytkovým mořem původně rozsáhlejší moravskoslezské
pánve. Ta se nyní stala flyšovou předhlubní. Během starší části karbonu
(mississippu) byla předhlubeň zanesena obrovskou kubaturou klastických
sedimentů z erodovaného horstva. Vznikla monotónní souvrství drob, břidlic a
sporadických slepenců mocná několik kilometrů, snesených řekami
k pobřeží a distribuovaných do moře turbiditními proudy skrze delty.
1. brunovistulikum, 2. devonské sedimenty moravskoslezs. Pánve. 3. zdeformované a metamorfované
okraje bunovistulika, 4.–5. metamorfity, 6. sedimentární výplň flyšové pánve (písek, jíl, valouny –
Budoucí droby, břidlice, slepence), 7. násunové zlomy, 8.voda, 9. delty, 10. podmořské kužely
Model moravskoslezské flyšové pánve v mississippu. Podle I. Chlupáče (z
knihy Geologická minulost české republiky, Academia, 2002). Upraveno.
.
Sedimenty flyšové pánve
budují Nízký Jeseník
a Drahanskou vrchovinu.
Karbon - mississipp,
350 Ma
Deep Time Maps
Variský orogén
– flyšová předhlubeň
(karbon – mississipp)
Typy sedimentů, paleoekologie:
Droby
Břidlice
Slepence – delty, eroze internid
Turbidity
Druhově chudá fauna bentosu
(mlži Posidonia), bohatě diverzifikovaný
nekton (goniatitoví amoniti).
Vrstvy drob. Annino Údolí, N. Jeseník.
Slepence. Vyškov, Drahanská vrchovina
Valoun ortoruly
z erodovaných
internid variského
pohoří. Slepence.
Vyškov,
Drahanská vrchovina
Posidonia, mlž v břidlici.
Boumova sekvence turbiditu. Stará Ves u Bílovce.
a
a
b
Břidlice. Svobodné Heřmanice, N. Jes.
Variský ororogén – vyvrásnění flyšové předpolní pánve
Ještě v mississipu byla flyšová pánev zvrásněna. Vznikaly násuny a příkrovy (příkrov je deskovité těleso hornin přesunuté přes jiné horniny
na vzdálenost aspoň 5 km). Vyvrásněná souvrství se stala součástí externid variského orogénu. Zvrásněná souvrství drob, břidlic a slepenců
mississippského stáří z vnější části variského orogénu nazýváme kulm.
Na příkladu z fotografie vpravo lze
ukázat tektonické horizontální
zkracování a svislý nárůst mocnosti
Externidy
Stará Ves u Bílovce v Nízkém Jeseníku
Variský ororogén – granitoidní magmatismus
Komplexy metamorfovaných hornin ČM jsou proniknuty četnými granitoidními
tělesy, která vznikala tavením různých částí kůry během celé variské
orogeneze. První generace granitoidů vznikly při subdukci kůry pod ostrovní
oblouky na rozhraní devonu a karbonu. Nejvíce granitoidů vzniklo tavením
spodních a středních částí kontinentální kůry orogénu za účasti také plášťového
magmatu.
Převzato z knihy I. Chlupáče et al. (2002)
Geologická minulost České republiky,
Academia, Praha.
Žulovský masiv, granitoidy
s typicky kvádrovitou
odlučností. Černá Voda
Intruze granitoidu do
metamorfitů.
Žulovský masiv, Boží hora
u Žulové.
Variský ororogén – molasová předhlubeň
Nasunutím příkrovů variských internid i externid na laurussijskou desku vznikla před orogénem předhlubeň. Začala se vyvíjet od sklonku staršího období
karbonu (mississippu) a fungovala až do permu. Pro předhlubeň byly typické cyklotémy – sled sedimentů zaznamenávajících změny prostředí v předhlubni.
Starší cyklotémy byly kontinentálně-mořské. Každá cyklotéma začíná fluviálními pískovci i slepenci. Nad nimi spočívají sedimenty močálů a jezer s
kořenovými půdami. Nad kořenovou půdou následuje černouhelná sloj vzniklá anaerobním rozkladem rostlinné hmoty. Sloj zaznamenává existenci
bujného pralesa stromových kapraďorostů a kapraďosemenných. Kořenová půda je půdní horizont, ve kterém stromy kořenily a tyto kořeny se zachovaly jako
fosilie. Nad slojí následují lagunární prachovce s brakickými mlži a nakonec mořské jílovce s trilobity, ramenonožci apod. Mořské polohy se nazývají
mořská patra. Kontinentálně-mořské cyklotémy tedy archivují přechod z říční plošiny do jezerně-močálové plošiny, později zarostlé pralesem. Pak na plošinu
transgredovalo moře, které nejdříve změnilo sladkovodní jezera v pobřežní brakické laguny, aby hladina nakonec narostla natolik, že moře zaplavilo celou
předhlubeň. Tyto změny se mnohokrát opakovaly v cyklech dlouhých cca 100 000 let (nově doloženo datování horizontů vulkanického spadu v cyklotémách) a
souvisely s glaciací/deglaciací gondwanské (jihohemisférní) části Pangey. Cykly odpovídají dlouhým orbitálním Milankovičovým cyklům (změny ve tvaru
oběžné dráhy Země kolem Slunce). Nakonec důsledkem pokračujícího spojování a zdvihání Pangey moře z předhlubně ustoupilo a další cyklotémy byly již
čistě kontinentální, tj. střídala se pouze říční, jezerní a močálová prostředí. Zdrojem materiálu pro řeky na plošině bylo variské horské pásmo.
Karbon - pennsylvan,
300 Ma
Deep Time Maps
A
A´
Variský ororogén –molasová předhlubeň
Součástí variské předhlubně je i hornoslezská pánev,
kde jsou předhlubňové sedimenty odkryty na Landeku
v Ostravě. V úplně konečné fázi variské orogeneze byly
Zdeformovány (zpříkřeny) i sedimenty předhlubně.
Profil částí cyklotémy na Landeku
Směr do nadloží je doprava. Jsou to
sedimenty říčních koryt, záplavové nivy
a černouhelného rašeliniště.
Šikmo zvrstvený pískovec
– výplň říčního koryta
Primárně vodorovně
laminované pískovce
záplavové nivy.Větev stromovité plavuně.Mořský mlž.Lagunární a mořské jílovce.
Sloj černého uhlí.
Variský ororogén – molasové mezihorské pánve
Zatímco předhlubeň vroubila variské pohoří z vnějšku, další sedimentární pánve vznikly uvnitř
orogénu – mezihorské pánve. Tyto byly čistě sladkovodní. Vznikly 2 typy mezihorských pánvíPrvní
typem byly poklesové pánve orientované zhruba ve směru V-Z (plzeňská, radnická,
žihelská, manětínská, kladensko-rakovnická, mšensko-roudnická, mnichovohradišťská,
podkrkonošská, vnitrosudetská). Tyto pánve kopírují hlavní pásma orogénu. Jejich výplň má
svrchnokarbonské (pennsylvanské) stáří, vnitrosudetská a podkrkonošská pokračují přes
perm do triasu. Nejdelší historii má vnitrosudetská pánev (vznika už v mississippu).
Druhým typem jsou brázdy – dlouhé, úzké a hluboké pánve orientované ve směru S-J
(blanická a jihlavská – zachovány jen v reliktech, Boskovická brázda – téměř kompletní).
Brázdy vznikly až na sklonku karbonu a existovaly hlavně v permu. Jsou odrazem
horizontálních posunů a současného klesání ker variského orogénu podél zlomů příčných na
hlavní pásma orogénu.
Výplň mezihorských pánví: podél okrajů aluviální kužely z horských svahů, v centru divočící a
meandrující toky, záplavové nivy, jezera, močály. Významné sloje černého uhlí. Příčný řez Boskovickou brázdou. Východní okraj – příkrý zlom, horský
terén, úpatí lemováno aluviálními kužely. Menší aluviální kužely na západní
pozvolné straně. Centrum . řeky, jezera, močály. Převzato z knihy I. Chlupáče
et al. (2002) Geologická minulost České republiky, Academia, Praha.
Karbon - pennsylvan,
300 Ma
Deep Time Maps
Variský ororogén – molasové mezihorské pánve
Jezerní sedimenty (prachovce, jemnozrnné
pískovce), Bačov, Boskovická brázda.
V mezihorských pánvích probíhal intenzivní
postorogenní vulkanismus kyselého (ryolity)
a intermediálního (melafyry) typu. Na snímku
Vraní hory ve vnitrosudestké pánvi budované
Ryolity.
Slepence a arkózy se zkřemenělým kmenem stromu na bázi – sedimenty
divočící řeky se strženým stromem. Odolov, vnitrosudetská pánev, pennsylvan.
Nevytříděné slepence aluviálního kuželu. Východní
okraj Boskovické brázdy, perm, kalice n. SvitavouDeskovité slepence aluviálního kuželu a deskovité i čočkovité pískovce
s korytovitou bází divočícího toku. Perm, vnitrosudetská pánev, Golińsk
Dno podkrkonošské pánve – bazální slepence pennsylvan.
stáří na variských metamorfitech (fylitech). Staré Bělidlo.
Český masiv – platforma. Triasový vindelický ostrov
Během permu a triasu došlo k zániku horského reliéfu variského orogénu. Český masiv se stal
součástí generelně peneplenizované evropské platformy, nacházel se na jejím jihovýchodním
okraji. Český masiv představoval velký vindelický ostrov mezi platformním epikontinentálním
mořem na SZ (germánský vývoj triasu) a oceánem Tethys (velký prostor s oceánskou
litosférou na jihovýchodě v neuzavřeném prostoru mezi gondwanskou a laurussijskou částí
Pangey. Jv. okraj Evropy – šelf oceánu Tethys jižně a jv. od vindelického ostrova – sedimentační
prostor budoucích Alp a Karpat. Triasové sedimenty (kontinentální, fluviální a jezerní) se na ČM
zachovaly jen ve vnitrosudetské a podkrkonošské pánvi. Klima bylo semiaridní – efemerní
divočící toky, vysychající jezera (doklady kolísání hladiny – bahenní praskliny, otisky dešťových
kapek)
Evropská platforma
Tethys
Přelom trias/jura,
200 Ma
Deep Time Maps
Slepencovité pískovec s šikmým zvrstvením – lavice v korytě
divočícho toku. Czartowskie Skaly, vnitrosud. pánev. Trias
Čeřiny na vrstvení ploše pískovce,
pobřežní zóna jezera. Trias, Krákorka,
podkrkonošská pánev.
Otisky dešťových kapek na vrstvení
ploše pískovce, vynořený břeh jezera.
Trias, Krákorka, podkrkonošská pánev.
Platforma ČM – jurský průliv na Českém masivu
Vnější Západní Karpaty – jurský šelf
V juře se začal otevírat střední Atlantik (úsek mezi Severní Amerikou
a Evropou. Nová oceánská atlantská kůra odtlačovala Afriku od Evropy.
Tyto procesy vedly ze zvětšení rozsahu šelfových moří. Klima bylo
humidní a teplé (subtropická flóra rostla i na 70. rovnoběžce). Evropská
platforma – mělké teplé karbonátové moře. Moře zaplavilo i část
vindelického ostrova. Českým masivem probíhal průliv směru SZ-JV
spojující šelfová moře sz. Evropy s oceánem Tethys
průliv na ČM
Vápencové vrstvy jurského průlivu vystupují v okolí Brna: Stránská skála ,
Hády, Bílá hora, nedaleko Blanska (Olomučany – bohatá fauna amonitů).Amonit. Olomučany
Hády, Etážový lom
Na Hádech je vidět úhlová diskordance – na variskou orogenezí
zvrásněné devonské vápence moravskoslezské pánve nasedají
zhruba vodorovné vrstvy jurských vápenců (pod horním koncem
stěny). Rovný povrch mezi oběma jednotkami je původním
povrchem ČM peneplenizovaným po vyvrásnění variského horstva
a před mořskou záplavou ve střední až svrchní juře.
Oddalování Afriky od Evropy vedlo k extenzi na jižním okraji
evropské desky, její fragmentaci (vzniku mikrodesek) a
otevírání nového oceánu. Vznikal tak sedimentační prostor
souvrství mořských sedimentů budoucích Alp a Karpat. Na jv.
okraji evropské desky vznikala karbonátová platforma s útesy
přisedlých mlžů, houbovců, ramenonožců , korálů a s bohatým
Nektonem (amoniti, belemniti, ryby, mořští plazi).
Vápence z jv. okraje evrop. desky budují
tektonické trosky (bradla) ve Vn. Záp.
Karpatech – Pavlovské vrchy, Štramberk
Pavlovské vrchy
Štramberk
Svrchní jura,
150 Ma
Deep Time Maps
Stránská skála
Vnější Západní Karpaty – předhlubně karpatského orogénu (okraj oceánu Tethys)
Platforma ČM - Česká křídová pánev (epikontinentální moře)
Svrchní křída,
75 Ma
Deep Time Maps
Evropská platforma
oceán Tethys
Afrika
ČKP
Ve spodní křídě dosáhlo vzdalování Afriky od Evropy svého maxima a spolu s tím dosáhly maximální rozlohy rovněž nové oceány v alpko-karpatském prostoru –
Peninský oceán (Alpy) a na něj navazující Vahický oceán (Karpaty). Okraj evropské desky prodělával největší extenzi a zcela se od ní odděliny mikrodesky se základy
budoucích pohoří. Ve svrchní křídě se geotektonický režim obrátil. Rychle se otevřela jižní větev Atlantiku mezi Jižní Amerikou a Afrikou. Nová atlantská litosféra tlačila
Afriku k Evropě. V tehdydním prostoru začala mezidesková konvergence a komprese (začátek alpinské orogeneze). Oceán Tethys i peninský a vahický oceán se začaly
zmenšovat. Začal růst alpinských a karpatských orogenních pásem – zdvih hornatých ostrovů. Tyto ostrovy i protilehlý břeh na platformě erodovaly. Uzavírající se
vahický oceán zanášela kvanta klastického materiálu – vznikla tak flyšová pánev Karpat. Evropská platforma – důsledkem otevírání Atlantiku došlo ve svrchní křídě k
rozsáhlé transgresi a zaplavení většiny Evropy epikontinentálním mořem. Součástí tohoto platformního mořského prostoru byla i česká křídová pánev.
Spodní křída,
125 Ma
Deep Time Maps
Evropská platforma
oceán Tethys
Afrika
Vnější Západní Karpaty – extenze mořského dna ve spodní křídě
Ve spodní křídě jurská karbonátová platforma na jv. okraji evropské desky
zanikla. Po počátečním vynoření zkrasověla. Následná spodnokřídová záplava
zanesla rozsedliny ve vápencových tělesech sedimenty. Karbonátová
platforma se rozpadala a do prohlubující se pánve byl podmořskými sesuvy
transportován vápencový detrit ukládající se na úpatí platformy jako vápencové
slepence.
Pánev se prohlubovala důsledkem extenze, vyvolané maximálním
rozšířením prostoru mezi Afrikou a Evropou. Na dně se ukládaly tmavé jílovce,
zasahovaly sem vyznívající turbiditní proudy (střídání jílovců a pískovců).
Bohatá nektoní fauna amonitů, často s rozvinutými nebo jen ohnutými
schránkami.
Na dno pronikal ultrabazický vulkanismus, z něhož vznikla specifická vyvřelina
těšinit – žilná a výlevná hornina složená z dlouhých krystalů amfibolu mezi
světlými plagioklasovými krystaly. Těšínitové magma vystupovalo ze zemského
pláště, pronikalo ztenčenou kůrou mořského dna a tuhlo pode dnem jako žíly
nebo se i vylévalo na dno za vzniku lávových polštářů.
Červený
sediment
vyplňující
rozsedlinu
ve světlém
vápenci.
Štramberk.
Vrstvy tmavých jílovců hlubokého dna extenzní
mořské pánve. Těrlicko
Amonit se zahnutou
Schránkou. Těrlicko.
Vakovité útvary jsou lávové polštáře – struktura lávy
vyvřelé do vody na mořském dně. Straník u Nového Jičína
Stavba lávového polštáře: Červená šipka – celistvá
pomalu tuhnoucí láva v centru polštáře. Žlutá
šipka – kuličkovitá stavba po obvodu polštáře –
původní dutinky po rychle uniklých plynech
prudce ochlazené lávy. Straník u Nového Jičína
Těšínit s dlouhými tmavými krystaly amfibolu.
Bludovice.
Slepenec vzniklý z materiálu erodovaného
vápence jurské platformy. Starý Jičín.
Vnější Západní Karpaty – svrchní křída - komprese orogénu, zanášení moře sedimenty
Moře podél zanikajícího vahického oceánu se stalo
prostorem intenzivní akumulace sedimentů z okolní
souše. Zvedající se horský oblouk Karpat na straně
jedné i platforma, která se vyklenovala v reakci na
zatížení svého okraje novým pohořím na straně
druhé, dodávaly do moře ohromné množství klastik.
Ze strany karpatského orogénu pochází 3 km mocný
sled godulského souvrství a 1,2 km mocný sled
istebňanského souvrství, tj přes 4 km usazenin
pocházejících z vyvrásňovaných a současně
erodovaných hor. Sedimenty se ukládaly do pánve
formou podmořských výnosových kuželů
turbiditními proudy. Tento režim trval od svrchní
křídy až do paleocénu. Vznikla tak nejmocnější
souvrství flyšového pásma Vnějších Západních
Karpat, která budují hlavní hřeben
Moravskoslezských Beskyd.
Z evropské platformy byly do pánve přinášeny její horniny:
vyvřeliny a metamorfity brunovistulika, vápence moravskosl.
pánve i pískovce variské předhlubně. Tyto horniny mají
podobu valounů i velkých balvanů, které byly sneseny z
pevniny a uloženiny do jílovitých mořských usazenin. Jde o
sedimenty kolabujících příkr´ých svahů mořského dna.
Balvany v jílovcích.
Bystřice n. Olší.
Typický vzhled flyšových sedimentů Vněj. Z. Karpat – deskovité
vrstvy pískovců střídající se s prachovci a jílovci – bazální části
Boumovy sekvence - výsledek sedimentace z opakujících se přívalů
zvětralin z orogénu. Godulské s. Prostřední Bečva. Měřítko 1 m.
A – extenzní etapa jv. okrahe ev. paltformy – poklesávání
korových bloků, zahlubování a rozšiřování dílčích pánví
na periferii vahického oceánu.
B – kompresní etapa. Subdukce oceánského dna, kolize mikrodesky
vnitřních Karpat s ev. platformou, komprese pánví na platformním
okraji, zdvih ostrovů a jejich eroze a následná flyšová sedimentace.
Mechanoglyfy
vytvořené prouděním
na bazápní vrstevní
ploše – typický znak
flyšových sedimentů
Godulské s.
Prostřední Bečva
Variský flyš z karbonu (Nízký Jeseník, Drahanská
vrchovina, tzv. kulm) a flyšové pásmo VZK vznikly
ve velmi podobných geotektonických
sedimentárních podmínkách.
Pícha, Stáník, Krejčí (2006)
Slepence flyšových souvrství. Klokočov.
Česká křídová pánev
Největší depoziční prostor ČM – rozloha
14 600 km2, sahá od Drážďan na z. Moravu,
původní rozsah byl ještě větší a je zmenšen
pozdější erozí. Vývoj viz tabulka vpravo
Spodní cenoman: kontinentální prostředí,
jezera, meandrující řeky i brakické laguny,
Velmi bohatá flóra naho- i krytosemenných.
Střední cenoman – mořská transgrese –
písčité dno, místy se zachovalo pobřeží
lemované plážovými balvanitými slepenci.
Turon – maximální rozloha i hloubka. Dvě
dílčí prostředí: pelagické sedimenty (opuky) a
příbřežní sedimenty (kvádrové pískovce).
Opuka je slínovec (vápnitý jílovec) složený
hlavně z vápnitých jehlic houbovců (Porifera),
kteří žili na dně.
Kvádrové pískovce tvoří mocná tělesa s
velkoškálovým šikmým zvrstvením. Pozdějším
zdvihem ČM z nich byla erozně
vypreparována známá skalní města. 2 názory:
1. Pískovce jsou deltové uloženiny lemující
ostrov v oblasti Krkonoš a Jizerských hor.
2. Pískovce jsou sedimenty pobřežních kos
a obrovských lavic.
1-slepnce, 2-pískovce+jílovce, 3-pískovce, 4-slepence+pískovce,+jílovce,
5-prachovce, 6-vápnité jílovce s polohami pískovců, 7-vápnité jílovce s
polohami vápenců, 6-9-pelagické sedimenty (jílovce, opuky), 10-vápence
11. Glaukonitické horizonty. Převzato a upraveno z kníhy I. Chlupáče a kol.
Geologická minulost České republiky, Academia, Praha, 2002
kontinent. prostředí –
řeky, jezera, laguny
melké písčité moře
maximum mořské záplavy
kvd písk
Zeleně – sedimenty křídového stáříSchránka ústřice v mělkomořských pískovcích
cenomanu, Červené Pečky.
Průřezy fluviálními koryty v sedimentech záplavové nivy. Kontinentální bazální část křídové pánve. Brník
Plážové rulové balvany, dokonalé
zaoblení. Kaňk u Kutné Hory
Šikmé zvrstvení velké škály v pískovci.
Adršpašsko-teplické skály
Prohloubení moře: dole mělkomořské
pískovce, výše běložluté opuky. Malý chlum u Obory
Vnější Západní Karpaty – Paratethys (paleogén, neogén)
Evropská platforma
karpatská
předhlubeň
Tethys
Atlantik
Platforma ČM – evropská pevnina (paleogén, neogén)
V paleogénu a neogénu pokračovala alpinská orogeneze – pohyb Afriky k
Evropě. Peninský i vahický oceán se uzavřely už na konci křídy a v paleogénu se
vrásnily i výplně flyšových pánví na jejich evropském okraji. V Evropě a přilehlé
části Asie tak během paleogénu vyvrásnily řetězce Alp, Karpat, Dinarid, Taurus,
Zagros, které izolovaly mořské předpolní pánve severně od tohoto řetězce od
vlastního oceánu Tethys v prostoru dnešního Středozemního moře. Ze západní
Evropy přes střední a jihovýchodní Evropu až do kaspické oblasti střední Asie se
tak táhla soustava mořských pánví, kterou nazýváme Parathethys. Její břežní
linie, hloubka a hladina se nestále měnily, dílčí pánve spolu komunikovaly nebo
byly izolované, vše hlavně v závislosti na vrásnění horstev. Paratethys byla s
Tehdydou propojena úzkými dočasnými průlivy.
Zásadními geologickými procesy na platformě ČM byly vertikální pohyby ker
masivu, z nichž některé se zvedaly a jiné klesaly. Jednalo se o odezvu na
zatěžování okrajů platformy příkrovy Alp a Karpat. Aktivními poruchami byly
zlomy vzniklé už při spojování ČM během variské orogeneze. Tyto zlomy se i
během ´post-variských období aktivovaly v různých tektonických režimech
zejména v reakci na namáhání kůry platformy důsledkem alpsko-karpatského
vrásnění, což se dělo už od mesozoika. Nejvýznamnější poklesovou strukturou
byl oherský rift – příkopová propadlina s jezery a hnědouhelnými rašeliništi
(eocén–miocén). Zlomy vymezující tuto pánev pronikají kůrou až do zemského
pláště, kudy vystupovalo bazické magma, které po průniku na povrch vyvolalo
rozsáhlý vulkanismus. Výsledné horniny nazýváme neovulkanity. Jde hlavně o
bazické vyvřeliny (čediče). Vulkanismus začal už závěrem křídy, vyvrcholil v
eocénu až miocénu a dozněl až v pleistocénu.
Upraveno podle knihy I.
Chlupáč
et al. (2002) Geologická
minulost
České republiky, Academia,
Praha.
Neogén-miocén,
16 Ma
Deep Time Maps
Vrásnění Karpat v
paleogénu a neogénuPaleogén a neogén jsou obdobím vyvrásnění flyšového
pásma Vnějších Západních Karpat a nasunutí vzniklých
příkrovů na jv. okraj Českého masivu (=na jv. okraj
evropské platformy). Vrásnění probíhalo směrem od jv.
částí pásma do předpolí, tj směrem na SZ a S.
Zbytková mořská pánev se současně s vrásněním
přesouvala před nejnovější frontu pohoří. Mořské prostory
se tak posunovaly stále dále na subdukovanou platformu,
tak, jak se za nimi zdvihala horská pásma. Flyšová
sedimentace turbiditních proudů podmořských vějířů proto
pokračuje za probíhajícího vrásnění po celý paleogén až
do počátku neogénu (miocénu), pouze v mladších a
mělčích pánvích.
Postupné vrásnění flyšových souvrství, vznik příkrovů a posun
Předpolní flyšové pánve dále na platformu během formování
Vnějších Západních Karpat v paleogénu a neogénu. Převzatu z
publikace I . Chlupáče et al. (2002) Geologická minulost České
republiky.
Komprese jv. okraje ČM - šelfu evropské platformy přiléhající k
vahickéhu oceánu. Oceánská litosféra vahického oceánu
subdukovala a oceán se uzavřel. Nastala prostorová komprese
sedimentačního prostoru okrajových moří – vrásnění a příkrovy –
růst mocnosti – zdvih horského oblouku VZK
Pícha, Stáník, Krejčí (2006)
Zvrásněné souvrství křídových až paleogenních sedimentů,
Údolí Ondřejnice.
Zvrásněné souvrství spodnokřídových sedimentů, údolí Ostravice.
Nejmladší flyšové turbidity, oligocén-miocén. Juřinka
Karpatská předhlubeň (KP) a vídeňská pánev (VP)
KP byla částí Paratethydy lemující karpatský orogén.. V
době největšího rozsahu mořské záplavy KP obloukovitě
lemovala. Vnější zóny (flyšové externidy) orogénu. Moře
mělo dva členité břehy, jeden na straně orogénu, druhý na
straně platformy ČM. Platforma ČM byla i podložím většiny
rozlohy KP, která však podél orogénu zaplavovala i část
samotného horstva (zaplavovala příkrovy). Břeh na straně
orgénu byl proměnlivý v závislosti na nasouvání příkrovů.
Břeh na straně platformy byl členitý, protože zatížená
platforma se vyklenovala, v reakci na to se řeky zahlubovaly
do ČM. V době maximální záplavy ve spodním badenu
před cca 16 Ma zasahovalo moře KP daleko na ČM až k
České Třebové, kde se nacházely pobřežní brakické laguny.
Podél pobřeží vznikaly hrubozrnné (okrajová klastika) –
štěrky a písky delt a pláží. V centru pánve pelagické jíly
(tégly). Pobřežní prostředí byla velmi proměnlivá v závislosti
na členitosti pobřeží a oscilacích hladiny. Od KP se během
miocénu tektonicky individualizovala vídeňská pánev.
Dosouvání příkrovů na jižní, střední a nakonec severní
Moravě vedlo k ústupu moře. To se nejdéle udrželo na
Ostravsku a Opavsku (Opavský záliv).Změlčování vedlo v
Op. zálivu ke vzniku evaporitů (sádrovec). VP se mění v
brakické a sladkovodní jezero s hnědouhelnými rašeliništi.
Závěrem miocénu se VP mění v brakické jezero s
druhově chudými společenstvy měkkýšů a ustupující
Stále dominantnějšímu říčnímu přínosu.
Brakický plž Melanopsis. VP, Čejč
Fluviální sedimenty, VP, Čejč
Sádrovec, Opavský záliv. Kobeřice
Foreset hrubozrnné delty progradující z ČM do
Paratethydy (do moře karpatské předhlubně). Brodek
u Prostějova.
Vodorovné plážové
písky. Oslavany.
KP a VP oživovali bohatě diverzifikovaní
měkkýši , ale například i velcí žraloci
megalodoni. Okolní souše obývalo mnoho
rodů kopytníků i chobotnatců.
Platforma ČM v paleogénu a neogénu
Paleogenně-neogenní vulkanity budují Doupovské hory,
České středohoří, Říp, Lužické hory. Typickým rysem
těchto pohoří jsou strmě kuželovité kopce. Nejde ale o
původní sopky, ale o původně podpovrchová magmatická
tělesa (rezervoáry magmatu. Přívodní dráhy, lávové výplně
sopouchů apod. Původní sopečný reliéf byl situován na vyšší
úrovni terénu, která však byla denudována. Eroze pak z
měkkých hornin (většinou z předneogenních sedimentů)
vypreparovala houževnatá mělce podpovrchová tělesa
vulkanitů, což je základ dnešních vulkanických pohoří ČM.
Kromě pokrkonoškých pánví oherského riftu byly
největšími sladkovodními depresemi jihočeské pánve
třeboňská a českobudějovická. Těžba pliocenních jílů
v Borovanech.
Hnědouhelná rašeliniště vznikla v pralesích jehličnanů
ze skupiny cypřišovité (patisovec, sekvoje) a pak
listnášů (tupela, dub aj.). Orig. Zdeněk Burian.
Schéma Řípu – výplně přívodní dráhy erodovaného
vulkánu- Podle I. Chlupáče et al (2002): Geologická
minulost České republiky. Academia
V Nízkém Jeseníku, Rychlebských horách a na
Chebsku vulkanismus pokračoval v pliocénu i
pleistocénu. Z takto nedávných procesů se
dochovaly i samotné vulkány (např. Velký Roudný).
Pyroklastika (vulkanický spad) se sopečnými
pumami. Uhlířský vrch, N. Jeseník.
Lávový proud Venušiny sopky
S typickou sloupcovou odlučností.
Mezina, N. Jeseník
V miocénu existovaly na ČM tři významné depoziční prostory.
1.mořská karpatská předhlubeň (z hlediska geol. vývoje patří ke
Karpatům, ale společně s flyšovými příkrovy je naložena na platformu
tvořenou ČM). 2. sladkovodní oherský rift (podkrkonošské pánve)
3. jihočeské pánve třeboňská a českobudějovická, které byly
převážně sladkovodní, ale krátkodobě komunikovaly s mořem v
alpské předhlubni. Rozvodí mezi těmto sníženinami ležela ve
středních a východních Čechách. Podle složení miocenních fluviálních
sedimentů je známo, že oherský rift odvodňoval většinu Čech dvěma
řekami ve směru dnešní Berounky a Sázavy, které do
podkrkonošských pánví ústily mohutnou deltou u Bíliny.
Samotný oherský rift byl tehdy jen mělkou močálo-jezerní sníženinou
členěnou pouze vulkány Doupovských hor a Českého středohoří.
Hřeben Krušných hor je pozdější – zvedl se až v samotném závěru
neogénu, takže miocenní oherský rfit byl odvodňován na území
dnešního Německa.
Upraveno podle knihy I. Chlupáč
et al. (2002) Geologická minulost
České republiky, Academia, Praha.
Platforma ČM, neotektonika, vznik dnešního reliéfu
Od mesozoika do současnosti jsou geologické
procesy probíhající na platformě ČM i její povrchová
morfologie ovlivňovány zejména neotektonikou, tj.
kernými pohyby jednotlivých bloků masivu podél
starých variských zlomů. Tyto zlomy byly
reaktivovány během alpinské orogeneze. Příkrovy
mladého orogénu nasouvané na starou povariskou
platformu ji natolik zatížily, že jednotlivé bloky
platformy se začaly zdvihat nebo klesat a částečně
se i na sebe nasouvat podél starých tektonických
poruch. Jednou z morfologicky nejvýraznějších tektonických struktur ČM je okrajový sudetský zlom. Původně variský transformní zlom
se během neogénu stal především zónou poklesu krajiny v popředí obrázku (žulovský granitoidní masiv) vůči metamorfovaným
komplexům budujícím hřeben Rychlebských hor na pozadí obrázku. Samotný blok žulovského amsivu je zdvižen vůči nížinám
(příkopovým propadlinám) dále od zlomu v Polsku. Proto byly z masivu odneseny všechny měkké zvětraliny a erozně
vypreparován povrch bazální zvětrávací plochy s exfoliačními klenbami (ostrovními horami).
Ještě před nástupem neogenních poklesových
pohybů byly během mesozoika a paleogénu některé
kry exponovány chemickému zvětrávání v teplém
vlhkém klimatu. Vhodné horniny bohaté na živce
(granitoidy, arkózy, ortoruly) byly do hloubek mnoha
stovek metrů kaolinizovány.
Selektivní eroze na zdvižených krách vypreparovala odolné partie hornin z kaolinických i detritických zvětralin
a vytvořila tak granitoidní reliéf s tory, blokovitou i deskovitou odlučností a skalními mísami. Žulovská pahorkatina
Kaolinizované granitoidy
žulovského masivu. Vidnava
Platforma Českého masivu, klimatické vlivy glaciálů
V kvartéru se na vývoji ČM podílí hlavně kerná neotektonika, umocněná klimatickými
podmínkami. V pleistocenních glaciálech ležela střední Evropa v periglaciální zóně
mezi fenoskandským ledovcovým štítem (FIS) na severu a alpským horským
zaledněním na jihu. I Krkonoše, Tatry hostily rozsáhlé horské ledovce, Šumava a
Hrubý Jeseník pouze individuální nevelké karové ledovce. V elsterské ledové době
(MIS12) a první sálské ledové době (MIS6) dosáhl FIS i severních svahů Sudet a
Karpat na našem území. Přítomnost ledovce v severní Evropě ovlivňovala
neotektonické pohyby. Ve vazbě na ledovec vznikaly výplavové plošiny s jezery.
Periglaciální zóna byla vystavena intenzivnímu mrazovému zvětrávání – zvláště v
horských oblastech Krkonoš a Hrubého Jeseníku vznikly kryoplanační terasy,
mrazové sruby, suťová pole, tříděné půdy. Na celém území siltová eolická
sedimentace (spraše), na jižní Moravě i písčité duny. Kombinací neotekotniky a
klimatu vznikaly říční terasy. Na jejich povrchu a povrchu ledovcových sedimentů
probíhala eolická koraze – vznik hranců.
Sedimenty
výplavové plošiny
ledovcového štítu.
Závada u Hlučína
Spraš,
Boskovice
Bludný balvan rýhovaný
ledovcovým štítem. Opava.
Hranec na Vidnavsku
Neotektoncky
zahloubená Olše
s pleistocenní terasoupůvodním
řečištěm
Fluviální štěrky terasy leží
na paleogenním flyšovéím souvrství
Suť vzniklá mrazovým rozpadem kvarcitových výchozů. Stará
hora, Hrubý Jeseník
Rozsah zalednění Evropy v různých glaciálech.
Shrnutí
Neoproterozoikum–kambrium
Dílčí části budoucího ČM vznikají podél okrajů Gondwany ve vyšších šířkách jižní polokoule. Kadomská orogeneze – aktivní ostrovní oblouk až aktivní
kontinentální okraj. Metamorfóza preexistujících hornin, magmatismus. Pohyb Baltiky pryč od Gondwany – největší jednotka budoucího ČM –
brunovistulikum se stává součástí jižního okraje Baltiky. Ostatní terány (lugikum, modlanubikum, saxothuringikum, Barrandien) na okraji Gondwany
(v Peri-Gondwaně) – prostředí zaobloukové pánve podél okrajů zvedajícího se kadomského orogénu (řetěz vulk, ostrovů a horské pásmo na periferii
Gondwany). Flyšová pánev – synorogenní pánev zanášená zvětralinami rostoucího orogénu
Kambrium–silur
Perigondwanské terány ve vyšších šířkách jižní polokoule. Baltika s brunovistulikem v siluru na rovníku. Kadomská molasová pánev – postorogenní
kontinentální pánev zanášená zvětralinami z vyvrásněného orogénu. Mořská transgrese ve středním kambriu, marinní podmínky v ordoviku i siluru. Konec
ordoviku – vliv gondwanského zalednění. Chladná moře s klastickou sedimentací. Silur – deglaciace, vzestup hladiny (graptolitové břidlice), posun
Gondwany do subtropického pásma jižní polokoule.
Devon
Brunovistulikum – extenze na jižním okraji Laurussie (po spojení Baltiky a Laurentie na konci siluru) – moravskoslezská pánev (karbonátová platforma –
svah – hlubokovodní pánev).
Peri-Gondwana saxothurnigikum, moldanubikum, Barrandien, lugikum se spolu s dalšími evropskými terány oddělují od Gondwany a jako Armorická
skupina teránů (AST) driftují směrem k baltickému okraji Laurussie. Tropické podmínky – devonský útes. Ve středním devonu ústup moře, brakické laguny
terestrická flóra.
Konec devonu, celý karbon a počátek permu
Variská orogeneze: kolize AST s okrajem brunovistulika, metamorfóza, vrásnění, příkrovy. Spojení všech teránů ČM dohromady. Český masiv začíná
fungovat jako geologický i geografický celek. Předpolní flyšová pánev před orogénem – kulm. Vyvrásnění kulmských souvrství a vznik předpolní
molasové kontinentálně-mořské a později čistě kontinentální pánve s černouhelnými rašeliništi. Uvnitř orogénu mezihorské pánve s jezerním, říčním a
aluviálním prostředím a s černouhelnými rašeliništi. Vulkanismus. ČM – jv. okraje Pangey (spojená Laurussie a Gondwana), rovníková pozice.
Perm – jura
Perm – eroze a gravitační kolaps variského orogénu, peneplenizace reliéfu, ČM součástí stabilní evropské platformy (pevná část Pangey). Trias – ČM
ostrovem (vindelický ostrov) mezi platformním vývojem na SZ (epikontinentální moře) a oceánem Tethys na jv. Jura – transgrese moře, karbonátová
platforma i na ČM. Dále na jv. na tethydním okraji Evropy karbonátové útesy a platforma budoucího karpatského prostoru.
Spodní křída
Otevření části Atlantiku mezi Evropu a Severní Amerikou – odtlačování Afriky od Evropy. Důsledek: Extenze na jv. evropské platformy, oddělení
mikrodesek budoucích vnitřních zón Alp a Karpat, extenze na evropském šelfu, rozpad jeho karbonátových platforem, širokomořské podmínky s
ultrabazickým vulkanismem na ztenčované kůře – okraj vahického oceánu.
Svrchní křída-paleocén
Otevření jižního úseku Atlantiku mezi Jižní Amerikou a Afrikou posunování Afriky zpět k Evropě - alpinská orogeneze: Komprese v prostoru vahického
oceánu a jeho zánik. Kolize interních částí Karpat s jv. okrajem evropské platformy, zdvih starších částí karpatského horstva, intenzivní zanášení zúžených
mořských pánví sedimenty až 4 km mocná flyšová souvrství.
Svrchní křída na platformě – česká křídová pánev (epikontinentální moře v severní části ČM). Během mesozoika se posunem eurasijské části Pangey ČM
dostal zhruba do dnešní pozice.
Paleogén – neogén
Pokračování alpinské orogeneze – stále flyšová sedimentace, postupné vrásnění flyšových sedimentů ve směru ze zápolí (od vnitřní části Karpat) do
předpolí na platformu – posun flyšových pánví a jejich postupné změlčování. Útlum pohybů – vznik předpolní molasové pánve (karpatská předhlubeň),
která byla součástí moře Paratethys (soustava velmi proměnlivých moří v západní, střední a východní Evropě oddělená od Tethydy rostoucími hřebeny Alp a
Karpat). Karpatská předhlubeň lemovala horský oblouk na jižní, střední a severní Moravě a pokračovala podél karpatského oblouku dále Slezska a Polska.
Posuny podél transformních zlomů se individualizovala vídeňská pánev (mezihorská molasová mořská později kontinentální pánev). Ústup moře z karpatské
předhlubně – na střední Moravě, poté na již. Moravě, nejdéle záplava na Ostravsku (Opavský záliv, evapority). Vídeňská pánev – změna na brakické a poté
sladkovodní jezero, nakonec říční pánev.
Platforma ČM v předpolí karpatské předhlubně – tektonické kerné pohyby podél reaktivovaných variských zlomů. Oherský rift – nížina s hnědouhelnými
močály, jihočeské pánve. Hydrografie s rozvodím ve středních Čechách,. Neovulkanity – České středohoří, Říp, Doupovské hory, Lužické hory, Nízký
Jeseník)
Zdvihy a poklesy ker (kerná pohoří) v celém ČM podél zlomů zvláště po neogenním dosunutí Karpat – reakce namáhané platformy na zatížení
karpatským a alpinským orogénem.
Kvartér
Pokračování kerných pohybů a vývoje dnešní morfologie (odnos zvětralin, zahlubování říční sítě). Střední pleistocén – 2x zásah fenoskandského
ledovcového štítu na severní úpatí Sudet a Karpat. Periglaciální podmínky – mrazové zvětrávání, eolická prachová i písčitá sedimentace, eolická koraze.
Počátkem pleistocénu dozvuky vulkanismu z neogénu (Nízký Jeseník, Chebsko).