Tasáryová Z., Hroch T. & Manda Š., 2012: Spodnoordovický vulkanismus strašického/komárovského komplexu a silurský vulkanismus svatojánského vulkanického centra, Barrandien. – Sborn. Západočes. Muz. Plzeň, Přír., 116: 41–52.
Spodnoordovický vulkanismus strašického/komárovského komplexu a silurský vulkanismus svatojánského vulkanického centra, Barrandien Zuzana Tasáryová 1, Tomáš Hroch 1, Štěpán Manda 1 Adresa autorů: Česká geologická služba, Klárov 131/3, 118 21 Praha 1 (
[email protected])
1
Spodní paleozoikum Barrandienu Svrchnoproterozoická a spodnopaleozoická vulkano sedimentární sukcese zachovaná v oblasti Barrandienu re prezentuje tektonostratigrafický záznam vývoje tří na sebe naložených sedimentárních prostorů (megacyklů): prekam brického, kambrického a ordovicko-střednodevonského (souhrn Štorch, Fatka & Kraft 2006). Prekambrický me gacyklus je charakterizován submarinní vulkanosedimentární sekvencí, která byla v průběhu kadomské orogeneze tektonic ky vyzdvižena a zvrásněna. Během kambrického megacyklu došlo k vytvoření dvou izolovaných akomodačních prostorů: příbramsko-jinecké a skryjsko-týřovické pánve. Rozsáhlej ší příbramsko-jinecká pánev zaznamenává převážně konti nentální sedimentaci spodního až svrchního kambria, která je přerušena erupcemi strašického vulkanického komplexu. Skryjsko-týřovická pánev zaznamenává marinní sedimenta ci středního kambria, kterou následují erupce křivoklátsko -rokycanského vulkanického komplexu. Ordovicko-středno devonský tektonostratigrafický megacyklus odráží založení pražské pánve následované marinní sedimentací, kde během svrchního tremadoku dochází k erupcím komárovského vul kanického komplexu, který může být ekvivalentem strašické ho vulkanického komplexu. Vulkanická činnost dále pokra čuje do nižšího svrchního ordoviku. Během siluru graduje synsedimentární deformace pánve doprovázená rozsáhlou vulkanickou aktivitou, která dává vznik submarinním eleva cím i vynořeným ostrovům. Marinní sedimentace je přeru šena v devonu během givetu uložením flyšových sedimentů odrážejících variskou orogenezi, která tektonicky vyzdvihla a zdeformovala pánev do dnešní podoby.
Waldhausrová (1968) klade počátek vulkanické činnosti komplexu do středního kambria, Havlíček (1966) předpo kládá nástup vulkanismu až začátkem svrchního kambria. Poslední projevy doznívání vulkanické aktivity v křivoklát sko-rokycanském komplexu jsou zaznamenány ve středním ordoviku (Havlíček & Šnajdr 1957).Výstupové dráhy mag matu pravděpodobně odpovídají jz.–sv. orientovanému zlo movému systému a mezi vulkanickými produkty dominují ryolity a andezity, ukládané během subaerických explozivních erupcí (Havlíček 1980). Strašický vulkanický komplex Strašický vulkanický komplex (obr. 1) vystupuje v jz.–sv. orientovaném pásu (Mirošov–Dobřív–Strašice–Komárov), který na jihu ohraničuje severozápadní okraj příbramsko-ji necké pánve. První projevy vulkanismu jsou zaznamenány v nejvyšším středním kambriu, v sedimentech ohrazenické ho souvrství (Havlíček & Šnajdr 1957). Vulkanická aktivita strašického pásma pokračovala zřejmě i ve spodním ordo viku. Dokládají to resedimentované produkty ryolitového a andezitového vulkanismu v marinních sedimentech spodního ordoviku (Havlíček & Šnajdr 1957, Hroch et al. 2012). Vý stupové dráhy magmatu odpovídají jz.–sv. orientovanému zlomovému systému, paralelnímu se zlomovým systémem křivoklátsko-rokycanského pásma (Havlíček 1980). Stra šický vulkanický komlex zahrnuje produkty explozivního, převážně subaerického vulkanismu, jejichž charakter je ba zičtější než v křivoklátsko-rokycanském vulkanickém kom plexu a odpovídá trachyandezitům až bazaltickým andezitům (Waldhausrová 1968). Nejmladší efuzivní vulkanity strašic kého pásma jsou často spilitizovány, což pravděpodobně indi kuje přechod vulkanismu ze subaerického do submarinního prostředí (Fiala 1971). Geotektonická pozice svrchnokamb rického vulkanismu křivoklátsko-rokycanského a strašické ho komplexu odpovídá ostrovnímu oblouku nebo aktivní mu kontinentálnímu okraji, v několika případech ukazuje na vnitrodeskový vulkanismus/kontinentální rift (Patočka, Vlašímský & Blechová 1993). Paleopozice Barrandienu je vysvětlována pokračující subdukcí tepelsko-barandienské jednotky pod moldanubickou jednotku, která během kambria a spodního ordoviku zapříčinila vznik zaobloukové pánve spolu s vytvořením nového ostrovního oblouku, reprezento vaného spodnopaleozoickými vulkanity strašického, křivo klátsko-rokycanského a komárovského pásma (Suchý 1992). Geochemické signatury vnitrodeskového vulkanismu někte
Vulkanismus kambria a spodního ordoviku Počátek vulkanické aktivity v Barrandienu je zaznamenán již ve spodním kambriu přítomností vápenato-alkalických, kyselých až intermediálních vulkanických hornin. K vrcholu vulkanické činnosti však dochází až ve středním a především svrchním kambriu, kdy vznikají dvě hlavní akumulace vulka nických hornin (Waldhausrová 1971): severní křivoklát sko-rokycanský a jižní strašický vulkanický komplex (obr. 1 a 2), který je vázán na komárovské zlomové pásmo při jihozá padním okraji pražské pánve. Křivoklátsko-rokycanský vulkanický komplex vystupuje v jz.–sv. orientovaném pásu (Rokycany–Skryje–Křivoklát), jižně od skryjsko-týřovické pánve. Stratigrafická pozice to hoto komplexu není dosud jednoznačně potvrzena. Zatímco
41
V nadloží konglomerátů vystupuje 35 cm mocná poloha vulkanogenních pískovců, která laterálně vykliňuje. Pískovce tvoří 2–4 cm mocné sekvence s pozitivní gradací. Klastický materiál je tvořen téměř výhradně ostrohrannými až subo válnými fragmenty rozložených mafických skel. Na pískovce nasedají monomiktní konglomeráty obsahující hyaloklas ty s ojedinělými úlomky vesikulárního bazaltoidu. Drobné vyrostlice ve sklech tvoří pouze plagioklas, u kterého rychlá krystalizace způsobila tvorbu tzv. vlaštovčích ocásků. Horni ny vykazují podpůrnou stavbu klastů, v nejvyšších polohách lze pozorovat zmenšování podílu klastů ve prospěch základní hmoty. Na tento sled ostře nasedá poloha tvořená akrečními lapilli s relativně hruběji zrnitým jádrem a velmi jemnozrn ným okrajem (obr. 6). Materiál mezi jednotlivými akrečními lapilli tvoří různě velké fragmenty mafických skel – hyaloklas ty (Machalová 2010). Taková uloženina odpovídá erupci mafického magmatu v mělké vodě (Mueller 2003). Vrstva s akrečními lapilli přechází do 5 cm mocné vrstvy hrubozrn ného pískovce až prachovce, tvořeného alterovanými skly, plagioklasy a opakními minerály. V čelní stěně lomu vystupují trachydacitové lávové prou dy, které nasedají na vulkanoklastickou sekvenci odkrytou v jižní stěně lomu (obr. 7). Trachydacity jsou intenzivně kar bonatizované s výraznou trachytickou strukturou a s pseudo morfózami po plagioklasech (1 mm). Jemnozrnnou základní hmotou tvoří rozložený živec. Ve svrchní části přechází láva do polštářových facií. Lemy jednotlivých polštářů vykazují znaky prudkého zchlazení dokumentovaného přítomnos tí rozloženého vulkanického skla. Sklo je zčásti zjílovatělé a nebo chloritizované. Na okrajích lávového proudu je vyvi nuta hyaloklastitová facie vznikající neexplozivním rozpadem prudce zchlazené lávy. Lokálně lze pozorovat charakteristické jig-saw uspořádání klastů (Machalová 2010). Mocnost lávo vého tělesa dosahuje 10 až 15 m. Mezi lávovým proudem odkrytým v čelní stěně a lávou vy stupující v severní stěně (viz níže) je uložena sekvence vulka noklastických sedimentů o mocnosti v rozmezí 4 m (nejvyšší etáž) až 1 m (druhá etáž). Směrem do středu dobývacího pro storu tato poloha vykliňuje. Sekvence začíná hrubozrnnými vulkanoklastiky o mocnosti 30 cm, které přechází do 2,5 m mocných jemnozrnnějších písčitých sedimentů. Písčité se dimenty jsou uloženy v cyklech o mocnosti řádu prvních centimetrů, které vykazují gradační zvrstvení, ostré erozní báze a byly pravděpodobně uloženy turbiditními proudy. Sedimentární sled ukončuje 85 cm mocný sled vulkanogen ních jemnozrnných slepenců. Klastický materiál sedimentů je tvořen zejména jemnozrnnou kyselou vulkanickou horninou, hyaloklastiky derivovanými z mafických až intermediálních subakvatických láv, opakními minerály a akcesoricky poly krystalickými zrny křemene. V nadloží vulkanogenních sedimentů je v severní stě ně lomu odkryt lávový proud jemnozrnného trachydaci tu (obr. 4) s výrazně fluidální strukturou, místy s drobnými pseudomorfózami po olivínu. Plagioklasy vykazují výraznou přednostní orientaci. Přítomny jsou také karbonatizované vy rostlice živců (až 2 mm). Láva nejeví známky hyaloklastézy a rychlého zchlazování, které by potvrzovalo uložení v sub akvatických podmínkách (Machalová 2010). Trachydaci tová láva je lokálně překryta středně zrnitým, sytě zeleným, vulkanogenním pískovcem bez viditelné vnitřní stavby. Klas tický materiál tvoří hlavně chloritizovaná vulkanická skla, která dodávají sedimentu charakteristickou barvu. Dále jsou přítomny oxidy/hydroxidy železa, vzácně i polykrystalický křemen. Na pískovec erozivně nasedá 4 m mocný sled hrub ších vulkanoklastických sedimentů uložených úlomkotoky
rých vulkanitů svrchního kambria však upozorňují na období přechodu kadomské konvergence k iniciální fázi spodnopa leozoické extenze, která dala vznik pražské pánvi (Patočka, Vlašímský & Blechová 1993). Komárovský vulkanický komplex Po krátkém přerušení vulkanické aktivity v nejspodnějším ordoviku navázal v arenigu na vulkanickou činnost strašic kého pásma submarinní alkalický vulkanismus komárovské ho komplexu (obr. 1 a 2). Počátek bazaltového vulkanismu souvisí s extenzním režimem, který kontroloval vznik praž ské pánve (Fiala 1971). Subsidence pánve byla doprovázena vznikem vsv.–zjz. orien tovaných struktur, pravděpodobně výstupových drah magmatu. Dále došlo k reaktivaci pre-ka domských struktur (komárovského zlomového pásma), které fungovaly jako výstupové dráhy magmatu již pro svrchno kambrický strašický komplex (Havlíček 1981). Převážně submarinní, v menší míře subaerické, erupce vybudovaly akumulaci vulkanitů komárovského komplexu, jehož chemismus se v čase posouvá od andezitů–bazaltů k ba zaltům (Patočka, Vlašímský & Blechová 1993). Tufy, aglo meráty a hyaloklastity převládají nad lávovými proudy ve vul kanické sekvenci, která je časovým ekvivalentem klabavského, šáreckého a dobrotivského souvrství (Štorch 1998). Časté jsou zde i přechody vulkanoklastik do sedimentárních hornin. Geotektonická pozice spodnoordovického vulkanismu komá rovského komplexu odpovídá vnitrodeskovému bazaltovému vulkanismu (Patočka, Vlašímský & Blechová 1993). Praž ská pánev byla během ordoviku v extenzním režimu a postu pující vulkanická činnost má výlučně vnitrodeskový bazaltový charakter (Patočka, Vlašímský & Blechová 1993). Lokalita č. 1: Lom Zaječov (N 49°45,534´, E 13°50,521´) Činný lom na jižním okraji obce Zaječov odkrývá 100 m mocný sled vulkanických a vulkanoklastických uloženin, které náleží strašickému nebo komárovskému vulkanickému komplexu. Vulkanické procesy spodnoordovických vulkanic kých sekvencí odkrytých v lomu Zaječov studovali Macha lová, Rapprich & Hroch (2009) a Machalová (2010). V lomu vystupují subakvatické bazické–intermediální vul kanity ukládané, vzhledem k přítomnosti akrečních lapilli, převážně v mělkovodním prostředí (Machalová 2010). Vul kanity jsou doprovovázeny vulkanoklastiky, které reprezentují akumulace nízkoteplotních vulkanoklastických gravitačních proudů – úlomkotoků, hyperkoncentrovaných proudů a tur biditů vyvolaných gravitační nestabilitou na svahu vulkánu. Převážnou část vulkanické sekvence zaujímají tělesa lávových proudů a hyaloklastické brekcie, které jsou střídány vulkano klastiky různé zrnitosti – od hrubozrnných redeponovaných brekcií až k jemnozrnným vulkanoklastickým sedimentům (obr. 3). Uloženiny v prostoru lomu jsou generelně ukloně ny k SZ, nejstarší jednotky vystupují v jižní stěně, nejmladší ve stěně severní (obr. 4). Nejspodnější polohy sukcese odkryté lomem v Zaječově jsou zachovány ve výchozu na pravé straně lomu u vstupu do těžebního prostoru. Je zde odkryta mafická láva s afani tickou strukturou a náznaky sloupcovité odlučnosti. Nadloží lávy je tvořeno hyaloklastickou brekcií, která je částečně za sucena. Další sled je odkryt v jižní stěně, kde vystupují ulo ženiny vulkanogenních gravitačních proudů. Sukcese začíná polymiktním konglomerátem s podpůrnou strukturou klastů (obr. 5). Klasty dosahující velikosti do 7 cm mají angulární až subangulární charakter. Kromě vulkanických hornin tvoří klastický materiál také křemen a zřejmě úlomky sedimentár ních hornin (Machalová 2010).
42
Obr. 1: Schématická mapa výskytu ordovických vulkanitů v Barrandienu. Upraveno podle Štorcha (1998).
Obr. 2: Stratigrafický rozsah spodnopaleozoických vulkanitů v Barrandienu. Upraveno podle Štorcha (1998).
Obr. 3: Zjednodušený105+ litologický profil hornin odkrytých v lomu Zaječov. Upraveno podle Machalové (2010).
43
Obr. 4: Panoramatický snímek severní stěny lomu v Zaječově. Upraveno podle Machalové, Rappricha a Hrocha (2009).
Obr. 8: Uloženiny vulkanoklastických hyperkoncentrovaných proudů odkrytých v severní stěně.
Obr. 5: Polymiktní konglomerát vycházející v jížní stěně lomu.
Obr. 6: Mikrofotografie akrečních lapilli s hyaloklasty v jádře.
Obr. 7: Trachydacitová láva odkrytá v čelní stěně lomu.
Obr. 9: Polštářová brekcie vycházející v severní stěně.
44
polštářové lávy, hyaloklastity, tufy, aglomeráty, které jsou do provázeny ložními žilami, lakolity, řidčeji pravými žilami vy stupujími v sedimentech nejsvrchnějšího ordoviku až spod ního siluru. Vzácnější projevy subaerických erupcí zahrnují lávové proudy a pyroklastika se sopečnými bombami. Vnitro deskový alkalický bazaltový vulkanismus je přerušen v gorstu (ludlow) a k poslednímu mírnému oživení vulkanické aktivity v pražské pánvi dochází až v devonu během emsu.
a hyperkoncentrovanými proudy (obr. 4 a 8). Klastický ma teriál tvoří především bazaltové hyaloklasty a fragmenty silně vesikulárních bazaltoidů až bazaltoidních strusek. Běžné jsou také úlomky silně fluidálních, primárně sklovitých, ale rekrys talizovaných kyselých vulkanitů a vesikulárních andezitoidů. Sekvenci uzavírají produkty bazaltového až andezitové ho subakvatického vulkanismu odkryté při západním okraji lomu. In-situ hyaloklastické brekcie na bázi přechází do pol štářových brekcií (obr. 4 a 9) s občasnými neporušenými lá vovými polštáři a také do polštářových láv, které ve svrchní části přechází do facie kompaktní lávy. Lávu tvoří bazaltický andezit s hojnými pseudomorfózami po olivínu (1 mm) a vy rostlicemi plagioklasu. Základní hmota je tvořena především plagioklasem a Fe-Ti oxidy. Polohy vulkanoklastik a bazaltických polštářových láv v se verní stěně jsou přerušeny bazaltovou intruzí, která je patrně součástí přívodního systému polštářových láv (obr. 4).
Svatojánské vulkanické centrum Produkty silurské vulkanické aktivity svatojánského vulka nického centra v centrální části zachovaného reliktu pražské pánve jsou koncentrovány převážně v blízkosti tachlovického zlomu (sz. křídlo holyňsko-hostimské synklinály), v sz. části centrálního tektonického segmentu pražské pánve (obr. 10). Vulkanosedimentární komplex, který dnes vychází v jz.–sv. orientovaném pásu mezi Berounem a Vysokým Újezdem, je na JZ ohraničen tobolským zlomem a produkty vulkanické činnosti jsou zde zastoupeny zejména submarinními i subae rickými lávami, hyaloklastity a hrubozrnnými tufy s výskytem lapilli a vulkanických bomb. V období s nízkou vulkanickou aktivitou se ukládaly břidlice a vápence obsahující faunu do kládající stáří llandovery až ludlow. Do tohoto období také spadá aktivita synsedimentárního zlomu, který odpovídá dnešnímu, varisky reaktivovanému tachovickému zlomu (Horný 1965, Kříž 1992). Tento synsedimentární zlom prav děpodobně spolu s dalšími hluboce založenými strukturami fungoval jako výstupová dráha magmatu (Fiala 1970). Vulkanická činnost svatojánského centra (obr. 11) je roz dělena do tří hlavních fází (Štorch 1998): 1) lávové proudy a tufy, v jejichž nadloží vystupují vápnité břidlice a vápence graptolitové zóny M. belophorus (sheinwood, spodní wen lock); 2) hrubozrnné tufy s vulkanickými bombami, hyalo klastity, lávové proudy, aglomeráty vystupující v břidlicích
Vulkanismus siluru Silurská vulkanická činnost navazuje s přerušením v ash gillu na svrchnoordovický vulkanismus. Vulkanická centra jsou oproti ordovickým vulkanickým akumulacím situována severovýchodně, kde dochází k výstupu bazaltového mag matu po hluboce založených synsedimentárních strukturách vsv.–zjz. a zsz.–vjv. směru, paralelních a kolmých k ose praž ské pánve (Fiala 1970). Nejstarší projevy oživení vulkanismu v siluru jsou známy z tektonické kry střednollandoverských sedimentů (aeron, zóna S. sedgwickii) mezi Hýskovem a Že leznou v sz. části zachovalého reliktu pražské pánve (Štorch 1998). Vulkanická činnost vrcholí během sheinwoodu (spod ní wenlock) až gorstu (spodní ludlow), kdy dochází ke vzni ku výrazných akumulací vulkanických hornin: svatojánské ho, řeporyjského, kosovského a novoveského vulkanického centra (Kříž 1991). Převážně submarinní erupce produkují
Obr. 10: Rozšíření silurských a devonských hornin v pražské pánvi s vyznačeným rozsahem vulkanických produktů svatojánského vulkanického centra. Upraveno podle Kříže (1998).
45
zinová, Schulmannová & Růžičková 2006). „Žabákový“ lom zároveň patří ke geologicky významným lokalitám na lis tu základní geologické mapy v měřítku 1 : 25 000, list 12-411 Beroun (lokalita č. 17; Cháb et al. 1987). V lomu je odkryt kontakt hyaloklastitu s podložními břid licemi a kalovými vápenci sheinwoodu (zóna M. belophorus) motolského souvrství, které upadají k JV. Hyaloklastit (obr. 13 a), dříve označovaný jako žabák (specifický druh di abasového tufu), vystupuje ve formě tří, několika metrů moc ných lavic, přičemž ve střední části lomu je pravděpodobně odkryto čelo lávového proudu (obr. 13 b). Jednotlivé lavice jsou odděleny tenkými polohami tufitických břidlic o proměnlivé mocnosti 10 až 20 cm. Ve spodní lavici jsou časté xenolity pod ložních břidlic a vápenců (obr. 13 c). Mikroskopicky se jedná o horniny složené z nepravidelně zaoblených, řidčeji hranatě omezených útržků jemně vesiku lárního, původně sklovitého bazaltu, které jsou stmeleny kal citovým tmelem. Zpěněné vulkanické sklo obsahuje drobné vyrostlice plagioklasu a mandle druhotně vyplněné chloritem a karbonátem (obr. 13 d). Chemické složení horniny odpovídá vnitrodeskovému alkalickému bazaltu (Pearce 1996) s vysoce frakcionova nými REE (LaN/YbN ~ 8,12; Boynton 1984), nízkým pomě rem Zr/Nb ~ 9, negativními anomáliemi Rb a K, pozitivní mi anomáliemi Sr a Ti, pozitivní hodnotou εNd423 Ma ~ + 6,63 a geochemicky tedy ukazuje na přechod mezi bazalty oceán ských ostrovů a obohacenými bazalty středooceánských rif tů (obr. 14). Vznik bazaltové taveniny, stejně jako v případě ostatních silurských vulkanitů (Tasáryová et al. 2011), odpo vídá nízkému stupni tavení granátického plášťového peridoti tu a geotektonické prostředí vulkanismu pravděpodobně od ráží kontinentální rift (Agrawal, Guevara & Verma 2008). Na hyaloklastit nasedají čočky bioklastických vápen ců s krinoidovým detritem a vulkanickým sklem (homer, welock), přecházející do tufitických břidlic (Kříž 1992). Hranice s nadložní vulkanosedimentární sekvencí však není v lomu odkryta, ale vystupuje v přístupové cestě, jižně od „ža bákového“ lomu.
a vápencích graptolitové zóny C. lundgreni (homer, svrchní wenlock); 3) lávové proudy, hrubozrnné tufy a peperity v sedi mentech graptolitových zón C. ludensis až S. chimaera-L. scanicus (homer/gorst, hranice wenlock/ludlow). Charakter vul kanismu během vývoje svatojánského vulkanického centra odpovídá submarinnímu alkalickému bazaltovému vulkanis mu s řídkým výskytem subaerických vulkanických produk tů (např. bazaltové lávy se sloupcovou odlučností v zářezu silnice Loděnice–Bubovice). Mělkomořské prostředí v okolí svatojánského vulkanického centra je dokumentováno výsky tem mělkovodních bentických faun, plážovými sedimenty, vlnovou erozí a redepozicí vulkanického materiálu (Fiala 1970). Vynoření vulkanického centra nad mořskou hladinu potvrzují i spóry raných suchozemských rostlin v tufitických vápencích a břidlicích (Lištice, Kříž 1992). Uloženiny svato jánského vulkanického centra jsou nejlépe odkryty v údolí Berounky, v zářezu silnice Loděnice–Bubovice a v údolí Ka čáku. Popis prvních dvou defilé je součástí této práce. Defilé Lištice – „U Vitáčků“ (N 49 ° 57,430´, E 14 ° 05,840´), lokality č. 2–4 Stratigrafické a tektonické poměry defilé levého břehu Berounky mezi obcí Lištice a profilem „U Vitáčků“ popsal Horný (1965), vulkanologii shrnul Fišera (1965), petro grafii a mineralogii studoval Fiala (1970), litologii a faunis tický obsah uvádí Kříž (1992). Defilé Lištice – „U Vitáčků“ (obr. 12) zachycuje vývoj vulkanosedimentárního komplexu v období sheinwoodu až gorstu a odkrývá tedy kontinuální vývoj vulkanické aktivity všech tří hlavních vulkanických fází. Vulkanický záznam na SZ okraji defilé (prvních 100 m) začíná bazaltovou intruzí do vápnitých břidlic motolského souvrst ví (telych, llandovery) s kontaktním datolitovým rohovcem. Následujících 50 m defilé je tvořeno vápnitými a tufitický mi břidlicemi motolského souvrství (llandovery–wenlock) s konkrecemi a vložkami vápenců a s polohami tufů obdob ného charakteru jako na lokalitě č. 3 (viz níže). Defilé pokra čuje dalších 100 m vápnitými a tufitickými břidlicemi kopa ninského souvrství (ludlow) s polohou aglomerátu až tufu na bázi, v němž je uchována hojná gastropodová fauna. Profil břidlicemi kopaninského souvrství je porušen tachlovickým přesmykem, za nímž defilé pokračuje v délce 100 m sledem křemitých břidlic motolského souvrství (telych, llandovery), které jsou erozně porušené uložením intraformační brekcie, po níž následuje vulkanosedimentární sekvence břidlic, tufů a tufitů (wenlock). Sedimentace motolských vrstev je přeruše na výlevy bazaltů doprovázených pyroklastiky, na které nase dají tufitické břidlice a vložky vápenců motolského souvrství (homer, wenlock) [100 m defilé]. Na ně nasedají mělkomořské vápence facie Kozla, jejichž sedimentace je přerušena ulože ním tufů a aglomerátů (lokalita č. 3), vystupujících v délce 300 m. Na JV je posledních 100 m defilé tvořeno tufy, aglo meráty a lávovým proudem (lokalita č. 4), na které nasedají vápence kopaninských vrstev (gorst, ludlow).
Lokalita č. 3: statek Lištice Dále na levém břehu řeky Berounky, ca 200 m směrem na JJV od „žabákového“ lomu, vystupují v zářezu polní cesty ke statku vápence facie Kozla svrchní části motolského sou vrství. Stáří trilobitové a brachiopodové fauny, kterou obsahu jí, ukazuje na nejsvrchnější wenlock (Kříž 1992). V nadloží vápenců Kozla jsou dále na JJZ za statkem odkryty hrubozrn né tufy až aglomeráty s vulkanickými bombami o průměrné velikosti 10–20 cm, ale i větších, tvořených vesikulárními ba zalty (obr. 15). Vrstvené hrubozrnné tufy, původně subaeric kého původu, se ukládaly jako napadávka, popř. jako splachy v submarinním prostředí v blízkosti přívodních drah, o čemž svědčí vysoký podíl obsahu vulkanických bomb (Fiala 1970). Fišera (1965) uvádí v tufech také xenolity tmavých jílovitých vápenců a kontaktních rohovců s pyritem.
Lokalita č. 2: Lištice – „žabákový“ lom Na levém břehu řeky Berounky, ca 500 m jižně od seve rovýchodního okraje obce Lištice, se nachází opuštěný lom (30 × 15 m, výška 6–10 m) v hyaloklastitu. Lom sloužil k těžbě stavebního kamene a dlažebních desek, podřadně štěrku a byl opuštěn kolem roku 1890 (Vachtl 1949). Založení lomu se pravděpodobně datuje až do 13. století, kdy byla rekonstruo vána dlažba Juditina mostu a dlažební materiál může pocházet právě z tohoto lomu. S určitostí bylo mineralogicky doloženo použití hyaloklastitu z tohoto lomu na stavbu renesančních sloupů ve Faustově domě na Karlově náměstí v Praze (Bře
Lokalita č. 4: „U Vitáčků“ Profil „U Vitáčků“ (NPP Karlštejnská rezervace) se nachází v těsné blízkosti silnice Lištice–Srbsko, na levém břehu řeky Berounky, ca 150 m jihojihovýchodně od statku Lištice. Jsou zde odkryty tufy až aglomeráty s bazaltovými bombami a vý jimečně i s xenolity vápenců s tufitickou příměsí (obr. 16), které uzavírají vulkanoklastický komplex a jsou překryty 4 m mocným lávovým proudem, tvořeným bazaltem s kalcitový mi mandlemi (obr. 17). Na jihovýchodním konci odkryvu nasedají na bazalt šikmo zvrstvené, mělkovodní bioklastické
46
Obr. 11: Stratigrafie siluru pražské pánve. Upraveno podle Kříže (1998).
47
Obr. 12: Schématický geologický profil údolím řeky Berounky mezi obcí Lištice a profilem „U Vitáčků“. Upraveno podle Fišery (1965).
Obr. 13: Lištice – „žabákový“ lom: a) svrchní hyaloklastit, b) ssz. pohled na lom, c) xenolity podložních břidlic zóny M. belophorus ve spodním hyaloklastitu, d) mikrofotografie hyaloklastitu v procházejícím světle – útržky bazaltu s kalcitovými a chloritovými mandličkami stmelené kalcitem.
Obr. 14: Diagram koncentrací vybraných stopových prvků normalizovaných průměrným složením NMORB podle Sun & McDonough (1989). Bazaltová intruze do llandoverských břidlic na SZ konci defilé „Lištice – „U Vitáčků“ označena prázdným symbolem. Hyaloklastit (lokalita 2) označen plným symbolem.
Obr. 15: Bazaltové bomby v hrubozrnných tufech vycházející za stavením statku (lokalita 3).
48
Obr. 17: Mikrofotografie bazaltu svrchní části profilu „U Vitáčků“ (lokalita 4): intersertální struktura s lištami plagioklasu a kalcitovou mandlí.
Obr. 16: Xenolity vápenců v aglomerátu ve spodní části profilu „U Vitáčků“ (lokalita 4).
Obr. 18: Profil B. Boučka z let 1939–1940 zářezem silnice Loděnice–Bubovice v místě „Na Černidlech“. Převzato z Kříže (1992).
Obr. 20: Mikrofotografie peperitu z mezipolštářového prostoru svrchního proudu polštářové lávy „Na Černidlech“: útržek nataveného tufitického kalového vápence ve sklovité hmotě tmelené kalcitem.
Obr. 19: Svrchní proud polštářové lávy „Na Černidlech“ (lokalita 5) s nasedajícími hyaloklastitovými tufy a tufitickými břidlicemi.
49
štářovými lávami a čtyřmi výlevy „svatojánského diabasu“ (obr. 18). Tyto výlevy byly původně považovány za terciérní bazalty (Bořický 1873, Krejčí 1875) kvůli odlišnému (sub aerickému) charakteru ve srovnání s ostatními silurskými bazalty. Teprve Měska & Kratochvíl (1946) tyto vulkanity přiřadili do siluru a jejich absolutní stáří stanovil Fiala, Čej chanová & Melková (1974) K-Ar metodou na 405±40 Ma a 425±42 Ma. Sloupcovitá odlučnost, patrná v druhém lá vovém proudu, a subaerický charakter obou „svatojánských diabasů“ byl vysvětlen dočasnou a opakovanou existencí so pečného ostrova (Měska & Kratochvíl 1946).
vápence, které pravděpodobně odpovídají spodnímu gorstu (Kříž 1992). Defilé „Na Černidlech“ (N 49 ° 58,847´, E 14 ° 09,479´), lokality č. 5–6 Chráněná přírodní památka, zářez silnice mezi Loděnicí a Bubovicemi o délce 210 m, v místě zvaném „Na Černidlech“, reprezentuje další z nejkompletnějších vulkanosedimen tárních záznamů motolského souvrství s časovým rozpětím od středního sheinwoodu do středního homeru (wenlock). Defilé bylo detailně geologicky a stratigraficky zpracováno Boučkem (1941, 1942) a Křížem (1992). Vulkanity zde vy stupující byly studovány Fialou (1965, 1970). Odkrytá vul kanosedimentární sekvence v současnosti zahrnuje tufitické břidlice a žlutozelené tufy s tenkými vrstvami mělkomořských bioklastických a kalových vápenců, které jsou přerušeny pol
Lokalita č. 5: Černidla – polštářová láva Ve spodním ohybu silnice k Bubovicím vychází pod lesem dva proudy spilitové polštářové lávy. V současnosti je profil té měř úplně zasucen, avšak Fiala (1966) uvádí, že nad tufitickými
Obr. 21: Diagram koncentrací vybraných stopových prvků normalizovaných průměrným složením NMORB podle Sun & McDonough (1989). Polštářová láva (lokalita 5) označena hvězdičkou; spodní, střední a svrchní lávový proud „svatojánského diabasu“ (lokalita 6) označen plnými symboly.
Obr. 23: Mikrofotografie střední části prostředního lávového proudu „svatojánského diabasu“: vyrostlice částečně serpentinizovaného olivínu a lišty plagioklasu v intergranulární až intersertální základní hmotě.
Obr. 22: Prostřední, 10 m mocný lávový proud „svatojánského diabasu“ v zářezu silnice „Na Černidlech“ (lokalita 6).
50
Výzkum a příprava této práce byla podpořena grantovým projektem GAČR P210-10-2351 a interním projektem ČGS 334600.
aulakopleurovými břidlicemi zóny T. testis, kde probíhá tachlo vický zlom (Horný 1965), vychází 0,8 m mocná poloha bazal tového tufitu, na níž nasedá 1,2 m mocný proud polštářové lávy. Následuje 3 m mocná poloha tufitů a peperitů s vložkami vápen ců a nad ní ca 2 m mocný proud další polštářové lávy, který je i dnes velmi dobře odkryt (obr. 19). Tento svrchní lávový proud je tvořen hustě nahloučenými polštáři o velikosti až 80 × 100 cm. Mezipolštářový prostor je vyplněn hyaloklastitem a peperitem – vápencem s úlomky vulkanického skla – viz obr. 20 (Fiala 1966). Polštářová láva je vesikulární s intersertální základní hmo tou s lištovitými vyrostlicemi plagioklasu (An15–An22) a kar bonátovými pseudomorfózami po olivínu a s obsahem drob ných kalcitových a chloritových amygdal. Chemické složení horniny odpovídá vnitrodeskovému al kalickému bazaltu (Pearce 1996) s vysoce frakcionovanými REE (LaN/YbN ~ 13,48; Boynton 1984), nízkým poměrem Zr/Nb~ 5,35, negativními anomáliemi K, Ba a Zr, pozitivní anomálií Sr, pozitivní hodnotou εNd423 Ma ~ + 5,25 a je na pře chodu mezi bazalty oceánských ostrovů a obohacenými ba zalty středooceánských riftů (obr. 21). Vznik bazaltové tave niny, stejně jako v případě hyaloklastitu z Lištice, odpovídá nízkému stupni tavení granátického plášťového peridotitu a geotektonické prostředí vulkanismu pravděpodobně odráží kontinentální rift (Tasáryová et al. 2011). Na polštářovou lávu nasedají hyaloklastitové tufy a tufitické břidlice s vložkami tzv. miraspisových vápenců, jejichž stáří odpovídá zóně M. belophorus (sheinwood).
Literatura Agrawal S., Guevara M. & Verma S. (2008): Tectonic discri mination of basic and ultrabasic volcanic rocks through log-transformed ratios of immobile elements. – Int. Geol. Rev., 50: 1057–1079. Bořický E. (1873): Petrographische Studien an den Basalt gesteinen Böhmens. – Arch. Natruwiss.-Landesdurchforsch. Böhmen, Praha, no. 5/1: 2. Bouček B. (1941): Geologické výlety do okolí pražského. – 201 p., Melantrich, Praha. Bouček B. (1942): O novém odkryvu siluru u Loděnic. – Zprávy Geol. Úst. Čechy Mor., Praha, no. 17: 165–172. Boynton W. V. (1984): Geochemistry of rare elements: me teorite studies. – In: Henderson P. [ed.]: Rare earth element geochemistry, Elsevier, p. 63–114. Březinová D., Schulmannová B., Růžičková J. (2006): Barrandienské vulkanity na pražských památkách. – Kámen, Praha, no. 12/3: 63–68. Fiala F. (1965): Silurské diabasové vulkanity úseku Loděni ce–Bubovice. – Zprávy Geol. Výzk. v Roce 1964, Praha: 94–96. Fiala F. (1966): Silurské polštářové lávy Barrandienu. – Čas. Min. Geol., Praha, no. 11/3: 267–276. Fiala F. (1970): Silurské a devonské diabasy Barrandienu. – Sbor. Geol. Věd, Praha, G 17: 7–89. Fiala F. (1971): Ordovický diabasový vulkanismus a bioti tické lamprofyry Barrandienu. – Sbor. Geol. Věd, Praha, G 19: 7–97. Fiala F., Čejchanová B., Melková J. (1974): Ověření silurské ho stáří bazaltoidních vulkanitů od Loděnice, Sv. Jana pod Skalou a Berouna. – Věst. ÚÚG, Praha, no. 49: 331–342. Fišera M.(1965): Lokalita č. 12, Defilé na levém břehu Be rounky mezi Lišticemi a samotou „U Vitáčka“. – In: Konference Paleovulkanity Českého Masivu, exkursní průvodce, p. 71–76, Praha. Havlíček V., Šnajdr M. (1957): Stratigrafický a tektonický výzkum středočeského ordoviku. – Výroční zpráva za rok 1956. MS Geofond. Havlíček V. (1966): Střední kambrium v širším okolí Skry jí. – Zprávy Geol. Výzk. v Roce 1965, Praha: 103–105. Havlíček V. (1980): Development of Paleozoic basins in the Bohemian Massif (Cambrian–Lower Carboniferous). – Sbor. Geol. Věd, Praha, G 34: 31–65. Havlíček V. (1981): Development of a linear sedimentary depression exemplified by the Prague Basin (Ordovici an–Middle Devonian; Barrandian area – Central Bohe mia). – Sbor. Geol. Věd, Praha, G 35: 7–48. Horný R. (1965): Tektonická stavba a vývoj siluru mezi Be rounem a Tachlovicemi. – Čas. Min. Geol., Praha, no. 10/2: 147–154. Hroch T., Rajchl M., Kraft P., Rapprich V. (2012): Sedi mentary record of subaerial volcanic activity in the basal Ordovician shoal-marine deposits: the Třenice Formati on of the Prague Basin, Bohemian Massif, Czech Repub lic. – Bulletin of Geosciences, 87/2: 359–372. Cháb J., Havlíček V., Štorch P., Chlupáč I., Kovanda J. (1987): Geologicky významné lokality. – In: Havlíček V., Brunnerová Z., Holub V., Hrkal Z., Cháb J., Chlupáč I., Kovanda J., Rudolský J., Šalanský K., Štorch P., Volšan V. [ed.]: Vysvětlivky k základní geologické mapě ČSSR 1 : 25 000, 12-411 Beroun, 100 p., Praha.
Lokalita 6: Černidla – „svatojánský diabas“ V další ostré zatáčce silnice k Bubovicím, v místě „Na Čer nidlech“, je v tufech a tufitických břidlicích graptolitové sub zóny C. radians (homer) uzavřen 1,8 m mocný subaerický výlevný bazalt, dříve označovaný jako „svatojánský diabas“, na jehož bázi je vyvinuta poloha organodetritického vápence, kontaktně rekrystalovaného. Směrem k východu, po ca 10 m mocném sledu vápenců s mělkomořskou faunou a tufů s ob sahem zelených řas, je uložen druhý, 10 m mocný lávový proud „svatojánského diabasu“ (obr. 22). Fauna podložních sedimentů náleží graptolitovým subzónám C. radians až T. testis (homer). Po dalších 100 m směrem na V, kde původně vystupovaly dnes již silně zasucené tufitické břidlice graptoli tové subzóny T. testis, je v zářezu silnice odkryta část reliktu třetího, 13 m mocného výlevného „svatojánského diabasu“. Horniny výlevných proudů jsou černé, kompaktní a s hoj nými vyrostlicemi serpentinizovaného olivínu a lištovitého plagioklasu (An65) – viz obr. 23. Intergranulární základní hmota je tvořena plagioklasem, pigeonitem, chloritem, mag netitem, ilmenitem a apatitem. V centrální části druhého lávového proudu jsou zachovány čerstvé vyrostlice olivínu. Svrchní vesikulární část lávového proudu o mocnosti 4 m je ovlivněna transvaporizací a má vyšší obsahy H2O a CO2 (Fia la, Čejchanová & Melková 1974). Chemické složení horniny odpovídá vnitrodeskovému al kalickému bazaltu (Pearce 1996) s vysokým stupněm frak cionace LREE a HREE (LaN/YbN ~ 6,2–9,4; Boynton 1984), nízkými poměry Zr/Nb ~ 5,9–9,9, pozitivními anomáliemi Ba, Sr a Ti, pozitivními hodnotami εND425 Ma ~ + 6,32 až + 6,70 a iniciálními poměry 87Sr/86Sr425 v rozmezí 0,7028–0,7038 (Tasáryová, Janoušek & Frýda 2010) a je na přechodu mezi bazalty oceánských ostrovů a obohacenými bazalty středo oceánských riftů (obr. 21). Vznik bazaltové taveniny, stejně jako v případě předchozích lokalit, odpovídá nízkému stup ni tavení granátického plášťového peridotitu a geotektonické prostředí vulkanismu pravděpodobně odráží kontinentální rift (Tasáryová et al. 2011).
51
Pearce J. A. (1996): A user’s guide to basalt discrimination di agrams. – In: Wyman D. A. [ed.]: Trace element geochemistry of volcanic rocks: application for massive sulphide exploration, Short course notes 12, Geol. Assoc. Canada, 79–113. Suchý V. (1992): Pracovní model tektonostratigrafického vý voje barrandienské oblasti. – Zprávy Geol. Výzk. v Roce 1993, Praha: 84–86. Sun S., McDonough W. F. (1989): Chemical and isotope systematics of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes. – In: Saunders A. D., Norry M. J. [ed.]: Magmatism in the ocean basins. Geol. Soc. London Spec. Publ. no. 42, 313–345. Štorch P. (1998): Volcanism. – In: Chlupáč I., Havlíček V., Kříž J., Kukal Z., Štorch P. [ed.]: Palaeozoic of the Barrandian (Cambrian to Devonian), 149–164, Praha. Štorch P., Fatka O., Kraft P. (2006): Lower Palaeozoic of the Barrandian area. – In: Fatka O., Kvaček Z. [ed.]: Excursions Guide Book. 7th European Palaeobotany-Palynology Conference 2006, 7–8, Praha. Tasáryová Z., Janoušek V., Frýda J. (2010): Chemismus žil „svatojanského diabasu“ úseku Loděnice–Bubovice. – Zprávy Geol. Výzk. v Roce 2009, Praha: 256–258. Tasáryová Z., Janoušek V., Frýda J., Manda Š., Štorch P., Trubač J. (2011): Constraints on petrogenesis and ge otectonic setting for Silurian basalts of the Prague Ba sin (Bohemian Massif). – In: Williams P., Mitchell R. [ed.]: Mineralogical Magazine. Goldschmidt Abstracts 2011, no. 75., p. 1988, Twickenham. Vachtl J. (1949): Soupis lomů ČSR, č. 31 – okres Beroun. – 102 p., Čs. svaz pro výzkum a zkoušení technicky důležitých látek a konstrukcí & Státní Geol. Ústav ČSR, Praha. Waldhausrová J. (1968): Kambrické vulkanity. – MS Geofond. Waldhausrová J. (1971): The chemistry of the Cambrian volcanites in the Barrandian area. – Krystalinikum, Praha, 8: 45–75.
Krejčí J. (1875): Über das Vorkommen des Basaltes bei St. Jan unweit Beraun. – Sitz.-Ber.-Kön. Böhm. Ges. Wiss., Praha: 214–215. Kříž J. (1991): The Silurian of the Prague Basin (Bohe mia)– tectonic, eustatic and volcanic controls on fa cies and faunal development. – In: Bassett M. G., Lane P. D. & Edwards D. [ed.]: The Murchison Symposium: proceedings of an international conference on the Silurian System. Spec. Pap. Palaeont., no. 44, 1–394, London. Kříž J. (1992): Silurian Field Excursions: Prague Basin (Bar randian), Bohemia. – 111 p., National Museum of Wales, Geol. Series no. 13, Cardiff. Kříž J. (1998): Silurian. – In: Chlupáč I., Havlíček V., Kříž J., Kukal Z., Štorch P. [ed.]: Palaeozoic of the Barrandian (Cambrian to Devonian), 79–133, Praha. Machalová J. (2010): Rekonstrukce vulkanických procesů komárovského komplexu na příkladu zaječovského cen tra. – Diplomová práce, depon. in PřF UK. Machalová J., Rapprich V., Hroch t. (2009): Produkty mělkomořského vulkanizmu dokumentované v lomu Zaječov (Barrandien, sv. kambrium – sp. ordovik). – Zprávy Geol. Výzk. v Roce 2008, Praha: 175–178. Měska G., Kratochvíl J. (1946): Hornina od Sv. Jana pod Skalou, uváděná pod názvem čedič. – Sbor. Stát. Geol. Úst., Praha, no. 13: 189–205. Mueller W. U. (2003): A Subaqueous Eruption Model for Shal low-Water, Small Volume Eruptions: Evidence from two Precambrian Examplex. – In: White J. D. L., Smellie J. L., Clague D. A. [ed.]: Explosive Subaqueous Volcanism, Washington D. C., American Geophysical Union, Geophysical Monograph Series, 189–203. Patočka F., Vlašímský P., Blechová K. (1993): Geochemis try of early Palaeozoic volcanics of the Barrandian basin (Bohemian Massif, Czech Republic): Implications for palaeotectonic reconstructions. – Jb. Geol., B.-A., 136/4: 873–896.
52
