THAYENSIA (ZNOJMO) 2013, 10: 3–15.
ISSN 1212-3560
GEOLOGICKÁ STAVBA Národního parku PODYJÍ – stručný přehled dosavadních výzkumů a představ THE GEOLOGICAL STRUCTURE OF THE PODYJÍ NATIONAL PARK – A short review of existing investigations and conceptions Arnošt D u d e k Podolské nábřeží 32, Praha 4 Abstract: In the deep valley of the river Dyje (Thaya) beautiful outcrops and rock profiles are exposed, the study of which was of indubitable importance for the knowledge of the eastern margin of the Variscan orogene in Europe. This terrain contributed significantly also to the definition and delimitation of its principal basement units – moldanubian, moravian and brunovistulian. In the review the progress of the research is followed from the 18th century up to the present, the contrasting ideas are discussed, and the results of the tectonic, geochemical and geochronological studies are shortly presented. The intricate geological structure and complicated development of this region will certainly atract interest of the coming generations of geoscientists. Key words: Bohemian massive, moldanubian, moravian, brunovistulian, gelogical development, geochronology
Nejstarší zmínky o horninách v širším okolí Znojma můžeme nalézt v popisu cesty ze Znojma na naleziště slídy u Rožné od A. Wondratscheka (1798), který uvádí žuly přecházející do rul (lišících se břidličnatostí) a ze severnější části území i řadu dalších horninových typů. Znojemského okolí a území národního parku se týká i o něco mladší popis A. Heinricha (1837), zaměřený ovšem hlavně na nerostné suroviny rudní či horninové: „Produkte aus den drei Naturreichen. a) Aus dem Mineralreiche: …bei Jamnitz auf edles (Silber) und anderes Metall (Blei etc.)…, mächtigsten Lager zerreiblichen Porzellanerde…treten unweit Znaim auf, …brauchbare Erd- und Tonarten… hat fast jede Gegend. Der Graphit auf der Herrschaft Vöttau…, sowie die mächtigen Marmorbrüche bei Zblowitz…, Bausteine von besonderer Güte und Brauchbarkeit liefert das Gneiss-Granit-Syenit…und Urkalkgebirg.“ Jeho další studie ze západní Moravy byly zveřejněny ve více zprávách a staly se nakonec součástí dalších výzkumů brněnského Werner-Vereinu. Tento spolek, iniciovaný založením Říšského geologického ústavu ve Vídni (Geologische Reichsanstalt) se
3
zúčastnil přehledného geologického výzkumu celé monarchie, který vedl k vydání ručně kolorovaných geologických map v měřítku 1:144 000 (1863). Krystalinikum jihozápadní Moravy studoval kromě Heinricha zejména Foetterle (1853, 1854, 1856), který již zmiňuje z oblasti NP Podyjí fylity a svory v okolí Nového Hrádku a Vranova. Jižně od dyjského údolí nalezl a popisoval na v. okraji Českého masivu obdobné horniny Cžjžek (1853), který dokonce poznal, že nad fylity leží masivnější a výše metamorfované horniny rulové, takže metamorfní komplexy mají převrácený sled. Foetterle (1866) sestavil i geologickou mapu Moravy v měřítku 1:280 000. Po ukončení těchto prací zájem o studium geologické stavby na jihozápadní Moravě i v přilehlém Waldviertelu na dlouhá léta pohasl. První systematické výzkumy Novým impulsem pro geologické studium v monarchii bylo koncem devadesátých let 19. století rozhodnutí o geologickém mapování celého území státu v měřítku 1:75 000. V Podyjí bylo mapování zahájeno roku 1891 na listu Znojmo C. M. Paulem, který se však věnoval hlavně studiu terciérních sedimentů, a jeho poznatky o krystalinickém fundamentu mají jen orientační charakter (Paul 1892). Mapa listu Znojmo pak vyšla i s vysvětlivkami až r. 1898. Údolí Dyje s překrásnými výchozy je na tomto listu zachyceno až téměř k Vranovu, až za Ledové sluje jižně od Onšova. Byly tam rozlišeny jen dva pruhy rul (dyjský masiv a dnešní bítešské ruly), mezi nimi pásmo fylitů s kvarcity při bázi a vápenci při nadloží; při pohledu na tuto mapu stěží nacházíme podobu se skutečností později zjištěnou. Mimořádný pokrok a řadu zásadních objevů přinesly v tomto území až výzkumy F. E. Suesse, který prostudoval a zpracoval rozsáhlou oblast a výsledky svých pozorování shrnul v rozsáhlé monografii pro IX. Mezinárodní geologický kongres ve Vídni v roce 1903 (Suess 1903). V této práci jsou již charakterizovány a pojmenovány geologické komplexy a jednotky Českého masivu – navržená nomenklatura je většinou používána dodnes. V následujících letech vydal Suess práce o vztahu moldanubika a moravika u Vranova nad Dyjí a Geras (Suess 1908), a pak klasické dílo „Die moravischen Fenster und ihre Beziehung zum Grundgebirge des Hohen Gesenkes“ (Suess 1912). Dlouholetý výzkum vedl nejen k získání ohromného množství faktických poznatků, ale i k jejich analýze a synthese představy o vzniku a vývoji příkrovové stavby celého východního okraje Českého masivu, synthese tak promyšlené, že její hlavní ideje a principy oslavily loni stoleté jubileum svého trvání. Podle F. E. Suesse vystupuje moravikum pod přesunutými komplexy moldanubika ve dvou klenbách (neúplných tektonických oknech) – dyjské a svratecké. Moravikum je tvořeno autochtonními plutony a jejich pláštěm, přes které jsou přesunuty příkrovy „vnitřních fylitů“ s polohami vápenců a kvarcitů a bítešké ruly. Fylity („vnější fylity“) a svory („moldanubická svorová zóna“), které lemují v jejím nadloží styk s moldanubikem, nejsou samostatné stratigrafické horizonty, ale vznikly zpětnou metamorfózou (hlubinnou diaforézou) z hornin moldanubika na bázi přesunované kry. Tato násunová linie se dá sledovat od Dunaje až do Vysokého Jeseníku na vzdálenost asi 250 km, délka přesunutí v oknech je aspoň 50 km, jak svědčí relikty moldanubika na východní straně kleneb (miroslavská hrásť, krhovické krystalinikum, troska u Frauendorfu v Rakousku). Poznatky získané v hlubokých údolích Svratky, 4
Jihlavy a zejména Dyje měly význam zcela zásadní. Ukázaly, což Suess rozvinul zejména v pozdějších syntetických dílech (Suess 1926, 1937), že podobné příkrovové stavby, vznikající na rozdíl od orogenů alpínského typu ve větších hloubkách zemské kůry, jsou obecným principem vzniku horských pásem. O řadě názorů předložených v základní synthese se rozvinuly živé diskuse, které podnítily další výzkumy. Předmětem sporů byl zejména způsob vzniku moldanubické svorové zóny (buď zpětnou metamorfózou – diaftorézou, nebo přeměnou odlišného výchozího sedimentárního materiálu – protolitu), otázka stáří jednotlivých horninových komplexů a jejich metamorfózy i stáří vzniku celé stavby. Problém vzniku svorů zaujal zejména klasika petrologie Beckeho (1915), s kritickými připomínkami vystoupili i Hinterlechner (1913, 1917) a Zapletal (1925, 1926), nové poznatky přinesli Suessovi žáci, kteří prováděli v Podyjí podrobnější regionální i speciální výzkumy. Příkrovovou stavbu severního úseku dyjské klenby mezi Vranovem, Znojmem a Moravským Krumlovem prostudoval Preclik (1925, 1926, 1930, 1937), a jeho práce o stratigrafii i tektonice metamorfních jednotek a granitoidech dyjského masívu mají k Národnímu parku Podyjí ten nejužší vztah. Kölbl (1922) a Waldmann (1933) sledovali hlavně problém diaftorézy a vzniku svorů. Otázky stratigrafie a přeměny metamorfitů i doprovázející magmatické procesy zkoumali hlavně Schumann (1929) a Zapletal (1925, 1926). Zatím co Preclik a Waldmann interpretovali svorovou zónu a vnější fylity v souhlase se Suessem jako diaftority, Zapletal je považoval za samostatné stratigrafické členy moravika. Problematice východního okraje Českého masivu se věnovali jak patrno hlavně geologové rakouští a moravští, česká pracoviště stála stranou. Podrobně jsou nové poznatky a názory z tehdejší doby a často značně polemické diskuse hodnoceny ve studii Dudka (1958). Ve čtyřicátých letech se území Podyjí týkají jen Waldmannovy kapitoly v souborných dílech o geologii Rakouska (Waldmann 1943, 1951). Výzkumy ve druhé polovině 20. století Další etapa regionálního výzkumu zahrnujícího i Podyjí byla zahájena až koncem druhé poloviny padesátých let, v souvislosti s vydáváním generálních geologických map ČSR 1:200 000. Nově byla zmapována a prostudována severozápadní okrajová část dyjské klenby hlavně v okolí Vranova nad Dyjí, studována byla i nejvýchodnější část dyjského masivu východně od Znojma, kde byl vymezen rozsah tzv. tasovického granodioritu (Preclik 1937, Dudek 1960a). Podrobná petrografická analýza metamorfitů v nadloží bítešské ruly vedla k přiřazení Suessových „vnějších fylitů“ a svorové zóny k moraviku jako vranovsko-olešnické skupiny (Dudek 1960b, 1962). V pozdějších letech byla hranice moravika a moldanubika posunuta ještě dále k západu, a k moraviku přiřazena nejen tzv. drosendorfská jednotka moldanubika (Jenček, Dudek 1971) ale i rakouské „Dobra Gneise“ (Frasl 1970, Matura 1976). Tyto názory byly zejména rakouskou školou dlouho odmítány, ale v pozdějších letech je tato interpretace stále více akceptována (Frasl 1991, Matura 2003). I když je příslušost některých sérií k moraviku stále ještě předmětem diskuse (např. Cháb 2008), je moravikum již obecně považováno za nejzápadnější část brunovistulika (např. Klötzli et al. 1999), které je okrajovou části východoevropské platformy.
5
Jaké byly podmínky vzniku hornin a jejich stavby? V posledních třech-čtyřech desetiletích se nový zájem o území Podyjí projevuje celou řadou prací věnovaných zejména podrobné analýze fyzikálních podmínek metamorfózy (tlaku a teploty), studiu tektonických pochodů spjatých se vznikem příkrovové stavby a co nejpřesnějšímu určení stáří jednotlivých procesů. Na těchto studiích se podílí česká, moravská i rakouská geologická škola, s častou účastí pracovníků z dalších evropských i amerických pracovišť. V rakouské části dyjského masivu byly G. Fraslem rozlišeny látkově i strukturně odlišné typy – Hauptgranit, typy Gumping, Passendorf a Gauderndorf (Finger et al. 1989; Finger, Riegler 1999). Na našem území je zastoupen jen typ Hauptgranit a jeho odrůda tasovický granodiorit, a dále několik drobnějších těles amfibolického dioritu (Batík 1984), které v Rakousku již chybí. Západní okrajová část dyjského masivu byla postižena dvěma deformačními fázemi a metamorfní přestavbou, starší za podmínek amfibolitové facie a mladší ve facii zelených břidlic (Kolaříková et al. 1997, Lobkowitz et al. 1998). Tyto deformační fáze ovlivnily ovšem celé moravikum a byly podrobně studovány v střižných zonách postihujících granitoidy ve fundamentu i v bítešském příkrovu (ve Znojmě, Mašovicích, u Ledových slují a Na Keplech – Kolaříková et al. 1997). Starší fáze se projevuje vznikem výrazné břidličnatosti (foliace) hlavně podél kontaktu s metamorfity moravika, směrem k východu vyznívá, a je spojována s variským (karbonským) nasunutím moldanubika na moravikum. Toto časové zařazení je však nejisté, zejména když vezmeme v úvahu geochronologická data Scharbertové et al. (1997). Mladší fáze je spjata s pozdější extenzí a retrográdní metamorfózou a je doprovázena i značnou látkovou přestavbou. Již starší petrochemické studie prokázaly blízkou genetickou příbuznost dyjského a brněnského masivu (Preclik 1934), a tento názor byl všeobecně akceptován. Podle prací z poslední doby (Bernroider 1989) je dyjský masiv geneticky spjat i s ortorulami v morávních příkrovech, weitersfeldskou a bítešskou. Všechna tato tělesa patří ke granitoidům se zvýšeným obsahem draslíku (ojediněle až šošonitickým) a podle vztahu stopových prvků Rb : Y+Nb a Rb/Zr : váh%SiO2 je lze přiřadit ke granitoidům vulkanických oblouků (VAG – volcanic arc granites) a částečně i synkolizním granitoidům (syn-COLG). Obsahy stopových prvků jsou typické pro granitoidy které intrudovaly na aktivním kontinentálním okraji. Dyjský masiv je ale spjat jen se západní částí brněnského masivu západně od bazické zóny (Finger at al.1995, Hanžl, Melichar 1997, Finger, Pin 1997, Finger et al. 2000). Tato část, někdy označovaná jako dyjský terrán, byla tedy okrajem kontinentu a má zřetelně korový charakter, část východně od bazické zóny – tzv. slavkovský terrán, vznikala v prostředí ostrovního oblouku a je plášťového původu. Rakouští geologové se věnovali v 60. a 70. letech 20. století i podrobnému geologickému a petrologickému výzkumu území mezi dyjským masivem a bítešskou rulou (Suessových „vnitřních fylitů“), a zpracovali rakouskou část dyjské klenby. Byly zjištěny a definovány metamorfní zóny, charakterizované indexovými minerály (Höck 1975) – zóna I. s fengitem (phg) a chloritem (chl), zóna II. s biotitem (bt), zóna III. s biotitem (bt) + granátem (gt) a zóna IV. s granátem (gt) + biotitem (bt) + staurolitem (st). Intenzita metamorfózy roste směrem od jihu k severu (na našem území od údolí Dyje směrem k severozápadnímu zakončení dyjské klenby 6
intenzita přeměny opět klesá) a hranice jednotlivých metamorfních zón probíhají kose ke směru litologických jednotek. Výborný přehled geologické a petrografické problematiky moravika z této doby podávají Matura (1980) a Frasl (1991). Novějším výzkumem byly určeny teplotní a tlakové podmínky metamorfózy, hodnoty stanovené jednotlivými autory se poněkud liší, ale jednotky jsou jimi celkem shodně charakterizovány. Bernroider (1989) uvádí ve středním úseku moravika podmínky v amfibolitové facii na 520°C ± 30°C a 4 kb ± 1 kb, intenzita přeměny klesá směrem k jihu i severu, kde jsou zastoupeny typické asociace facie zelených břidlic. Upozorňuje též na skutečnost, že i malé změny v chemismu horniny a zejména parciálním tlaku CO2 mohou vést ke vzniku značně odlišných minerálních asociací. Další data byla určena na základě distribuce prvků v koexistujícím granátu a biotitu (Höck et al. 1990, Höck 1991) v jednotlivých minerálních asociacích: gt+bt na cca 580°C, a gt+bt+st na 580–600°C, tlak byl odhadnut na 5 až 7 kb. Uváděné pT podmínky metamorfózy platí pro nejvyšší členy perneggské formace, zatím co pro pestré série moldanubika nasouvaného na moravikum jsou uváděny teploty i tlaky vyšší – 700–800°C, 7–9 kb (Klötzli et al. 1999). Celý komplex v plášti dyjského masivu a v jeho nadloží až k weitersfeldské ortorule byl označen jako therasburgská formace, a nadložní a výše metamorfovaný komplex mezi weitersfeldskou a bítešskou ortorulou jako perneggská formace. V současnosti je tedy užívána tato tektonicky motivovaná – mírně upravená terminologie od tektonického podloží k nadloží (Frasl 1991, Fritz 1991, Fritz, Neubauer 1993, Matura 2003): brunovistulikum – bazální komplex – parautochtonní dyjský masiv se svým pláštěm, therasburgskou formací moravosilezikum – pleissingský příkrov (Pleissinger-Decke) – na bázi weitersfeldská ortorula, v jejím nadloží perneggská formace (u nás lukovská jednotka) – bítešský příkrov (Bittescher-Decke) – na bázi bítešská ortorula, v jejím nadloží drosendorfská formace (u nás vranovská skupina = „vnější fylity“ a šafovská skupina = „moldanubická svorová zóna“) moldanubikum – gföhlská jednotka (příkrov) Na našem území bylo konečně nově zmapováno území „vnitřních fylitů“ v podloží bítešské ruly, nově definované jako lukovská skupina (Batík 1984), a rozdělené na spodní oddíl s kvarcity a svrchní oddíl s karbonáty. Lze ji korelovat s perneggskou formací v Rakousku, tvořící svrchnější příkrov ve „vnitřních fylitech“ v nadloží weitersfeldské ortoruly. Jako dobrý indikátor pT podmínek metamorfózy se projevily i granáty parametamorfitů (Batík, Fediuková 1992). Výrazná jádra a čiré lemy jejich zrn dokládají aspoň dvě metamorfní fáze a jejich chemismus je dokladem inversní stavby (zvýšený obsah Mg ve skupině šafovské, Ca ve skupině vranovské a Mn ve skupině lukovské). Asociace granát+staurolit v lukovské skupině vznikla při 590– 610°C a tlaku 4,5–5 kb, zatím co v plášti dyjského masívu panovaly tlaky o 1,5–2 kb nižší. Sled minerálních asociací a příslušných pT podmínek ve střední části dyjské klenby (Štipská, Schulmann 1995) je následující: ve spodní části pláště dyjského masivu (parautochtonní jednotce) gt+bt nebo gt+chl+bt a 580°C, 7–8 kb; v její svrchní části st+gt+bt a 600°C, 7–8 kb; ve spodním morávním příkrovu gt+st+bt a 600°C a 7–8 kb; ve svrchním morávním příkrovu a svorové zóně gt+ky+st+bt 630–650°C a 8–10 kb. Asociace sil(silimanit)+bt+gt v jeho nejsvrchnější části je již
7
projevem retrográdní přeměny při 600–630°C a 5,5–7 kb (zde je nutno upozornit, že termíny spodní a svrchní morávní příkrov nejsou identické s termíny therasburgská a perneggská formace !). Diskordantní průběh metamorfních izográd byl vysvětlen pometamorfním příčným převrásněním dyjské klenby podle osy mírně upadající k západu (Štipská, Schulmann 1995). Podrobnější představu o podmínkách metamorfózy v lukovské a vranovské skupině přinesl i výzkum struktur a minerálních asociací karbonátových hornin pomocí katodoluminiscence (Houzar, Leichmann 2003). Určené teploty v nich jsou však závislé na parciálním tlaku CO2. V lukovské skupině u Čížova (ve staurolitové zóně) byly pro minerální asociace karbonátů odvozeny teploty nižší než 450°C a tlak kolem 500 MPa (avšak pro metapelity vypočtena teplota 520°C a 500–700 MPa, Pivnička 1995). U Horních Dunajovic je metamorfóza slabší a metapelity obsahují pouze biotit. Asociace Cal+Tr+Di+Phl ve vranovské skupině indikují teplotu vyšší, až 580–620°C a 500 MPa (Houzar et al. 2000). Mimořádné svým složením jsou některé mramory u Vranova (Junácké údolí), které se podobají zvýšenými obsahy Nb, Mo, Zr, REE, V, Th a Y magmatickým karbonatitům (Houzar, Novák 2002); jejich genese není zcela jasná. Pozoruhodným horninovým typem ve spodní části lukovské skupiny jsou i chloritické břidlice s magnetitem, které jsou zdrojem výrazných magnetických anomalií; jde patrně o metamorfované původní plážové sedimenty (Libowitzky 1990). Petrografický a geochemický výzkum metamorfních komplexů moravika byl doprovázen i velmi podrobným výzkumem strukturním. Vztah vrásových struktur k metamorfní rekrystalizaci byl studován na bítešské rule i horninách vranovské skupiny (Dudek 1962), a horniny označeny vesměs jako b-tektonity, v nichž metamorfní rekrystalizace většinou časově přesahovala pochody vrásnění a nasouvání příkrovů směrem k východu. Novější výzkumy zahájené začátkem 80. let Schulmannem však přinesly zásadně nové pojetí vrásového systému a jeho detailní analýza v bítešské rule u Vranova zjistila dvě deformační fáze (Schulmann 1990). První je spjata se vznikem morávních příkrovů a jejich metamorfózou barrovienského typu i se vznikem výrazných lineárních struktur a izoklinálních i toulcových vrás (sheath folds). Druhá je doprovázena vznikem střižných zón sev. nebo sv. směru a retrográdní přeměnou ve facii zelených břidlic. Tato zjištění jsou v souladu z poznatky v rakouské části dyjské klenby (Fritz 1990, Fritz, Neubauer 1993) i novými pracemi na našem území (Schulmann et al. 1991,1994,1995; Lobkowitz et al. 1998). A kdy to všechno vzniklo? Velký pokrok v určování stáří horninových souborů umožnily v posledních desetiletích nové fyzikální metody na určení „absolutního“, tedy radiometrického stáří minerálů a hornin, data významná pro Národní park Podyjí však pocházejí většinou z rakouské části moravika. Již dříve bylo stáří dyjského masivu považováno v analogii s masivem brněnským za předdevonské, což potvrzovaly i některé výchozy východně od Znojma (např. Dudek 1960a) a doklady z vrtného průzkumu v 60. a 70. letech (Batík, Skoček 1981, vrty Tas-1, Znj-1). Radiometrické určení metodou Rb/Sr ukázalo neoproterozoické (kadomské) stáří 551±6 Ma (Scharbert, Batík 1980), které bylo potvrzeno a dále zpřesněno metodou U/Pb na zirkonech na 567±5 Ma (Friedl et al. 2004). Pro bt-am kvarcdiorit od Dobšic je však uváděno stáří až 8
630±50 Ma, zjištěné metodou K/Ar (Scharbert, Batík 1980). Výsledek analýzy postupného chladnutí podle poměru 40Ar/39Ar přes 500 Ma (Scharbert et al.1997) nasvědčuje pak tomu, že dyjský masiv byl jen nepatrně ovlivněn variskými tektonometamorfními pochody. Nová studia hornin dyjské klenby naznačila, že granitoidy v moraviku (brunovistuliku) – tedy dyjský masiv, weitersfeldská ortorula a bítešské ortorula a možná i v moldanubiku ležící Dobra-Gneis (Matura 2002) – jsou geneticky spřízněny a liší se hlavně intenzitou tektonického přepracování v hraničním švu mezi moldanubikem a brunovistulikem. To potvrzuje i časová shoda doby jejich vzniku. Pro bítešskou rulu byla uváděna postupně značně odchylná radiometrická Rb/Sr stáří, vyplývající zčásti z různé metodiky a také odchylných vzorků: 796±49 Ma (Scharbert 1977), 570±44 Ma (Morauf, Jäger 1982), 480±50 Ma (van Bremen et al. 1982). Avšak spolehlivější U/Pb datování zirkonů z bítešské ortoruly – 586±7 Ma (vážený průměr 206 Pb/238U, Friedl et al. 1998) i 578±7 Ma a 584±5 Ma (Friedl et al. 2004) ukazují, že její protolit má obdobné kadomské stáří jako granitoidy dyjského masivu (567±6 Ma). S rulami Dobra je situace složitější – stáří zirkonů je značně vysoké, 1,38 Ga a odpovídá zřejmě době vzniku protolitu těchto rul, jenom nejužší venkovní lemy zirkonů mají stáří kadomské kolem 600 Ma, kdy mohlo dojít k jejich rekrystalizaci (Gebauer, Friedl 1993). Též některé zirkony bítešské ruly mají jádra stará 1,2; 1,5 a 1,65–1,8 Ga (zděděné zirkony), spadající do mezoproterozoika a paleoproterozoika (Friedl et al. 2004), ale stáří kolem 1,4 Ga se v nich neobjevuje. Dobra-Gneis není tedy zcela identická s bítešskou ortorulou, ale v moldanubiku představuje z hlediska stáří cizorodý prvek a je patrně součástí stejného „terránu“ jako bítešská rula, tedy moravika (brunovistulika). Průběh mladších tektonotermálních pochodů (zejména dobu ochlazení horninových komplexů a časový průběh ochlazování) udávají 40Ar/39Ar stáří hornin moldanubického příkrovu, svorové zóny (= šafovské skupiny), a amfibolitových poloh v bítešské rule (Dallmeyer et al. 1992). Stáří amfibolu z amfibolitu ve svorové zóně je 339,7±3,5 Ma, stáří amfibolů z bítešské ruly 328,7±3,3 Ma a muskovitů 328,7±0,8 Ma (výchozy a lom Hattey v údolí řeky Taffa, 1600 m jihovýchodně od Messern). Stáří muskovitů z weitersfeldské ortoruly 325,5±0,7 Ma (lom v obci Weitersfeld). Obdobná jsou i stáří amfibolů ze tří lokalit moldanubika – mezi 335,9±3,1 a 350,6±0,5 Ma. Tato stáří byla interpretována jako postmetamorfní variské ochlazování pod 500°C u amfibolu a pod cca 400°C u muskovitu. Obdobná stáří amfibolů i muskovitů nasvědčují rychlému ochlazení a ukazují, že horniny pronikly do relativně vysokých úrovní kůry během spodního karbonu. K území národního parku mají nejbližší vztah údaje o stáří bítešské a weitersfeldské ortoruly. I další 40Ar/39Ar stáří amfibolů a muskovitů (vzorek bítešské ruly z Vranova 326,5+0,4 Ma) reflektují úplné variské omlazení argonového izotopického systému mezi 340 a 325 Ma a do podložních strukturních jednotek jsou stále nižší (Fritz et al. 1996). To je způsobeno rychlým zvedáním (exhumací) a ochlazováním během nasouvání příkrovů na předpolí. Tyto variské hodnoty kontrastují s kadomským stářím amfibolů a muskovitů ve fundamentu těsně pod variskou násunovou plochou, které byly jen částečně zmlazeny během variského vrásnění. V kadomském předpolí lze datovat metamorfózu v podmínkách amfibolitové facie před více než 610 Ma a intruzi granitoidních těles kolem 590 Ma; stáří ochlazení 40Ar/39Ar před 565,3±0,8 Ma 9
ukazuje pak na nepatrné variské ovlivnění (ovšem vzorek je ze svratecké klenby jižně od Deblína). Globální souvislosti? Skutečnost, že na území Národního parku Podyjí (a v jeho nejtěsnější blízkosti) je možno studovat zatím ne zcela jednoznačně interpretovaný styk základních stavebních jednotek praevropy a paleoevropy vede k tomu, že je tato oblast zmiňována ve velké řadě syntetických studií. Živou diskusi o začlenění moravika a brunovistulika dyjské klenby (a tudíž i území národního parku) k těmto základním jednotkám stavby Evropy nalezneme v řadě prací (např. Aleksandrowski, Mazur 2002, Winchester et al. 2002), které z globálního hlediska uvažují jejich vztah ke Gondwaně (a to k deskám Afriky nebo Jižní Ameriky) a pozdější akreci k Avalonii (Finger et al. 2000, Friedl et al. 2000), nebo Baltice (Belka et al. 2002), nebo již počáteční příslušnost od proterozoika k Baltice (Vavrdová 2004). Časové zařazení pochodů odlučování a akrece těchto jednotek sleduje řada prací, ale názory zatím zůstávají otevřené. Nejmladší geologické pochody V území NP jsou zastoupeny převážně horniny fundamentu, většinou masivní a značně odolné proti destrukčním klimatickým vlivům. Horniny z mladších útvarů (svrchního paleozoika a mesozoika) se tam prakticky nevyskytují; na parovině v okolí údolí Dyje jsou jen místy drobné relikty terciérních (miocénních) usazenin. Ty jsou ve větším rozsahu rozšířeny jen jižně a jihozápadně od Znojma a pochopitelně zcela převažují dále na východě v karpatské předhlubni. Proto byla větší pozornost věnována již od nejstarších výzkumů A. Heinricha (1837) morfologii říčního údolí a jeho vzniku postupující erozí. Erozivní pochody byly v podstatě iniciovány pozvolným vyzvedáváním dyjské klenby i celého východního okraje Českého masívu od konce oligocénu, a jeho výrazným zrychlením ve svrchním miocénu a kvartéru (Batík, Šebesta 1996; tam i diskuse různých názorů a další literatura, přehled nových prací Brzák, Kirchner 2001). Erozí vzniklo kaňonovité údolí až 230 m hluboké v místech, kde prořezává hřbet Býčí hory (Brzák 1998), erozivní pochody podmínily též vznik blokových sesuvů až výrazných rozsedlin „Ledových slují“, i vznik a vývoj údolních svahů a svahových sedimentů. Na území národního parku se nevyvinuly nebo nezůstaly zachovány říční terasy, kromě nejspodnější holocenní úrovně 3–5 m nad řekou (Brzák 1998). Velmi detailní jsou z poslední doby studie věnované vývoji skalních tvarů a na ně vázaných balvanových a suťových proudů (Brzák 1999, 2000; Ivan, Kirchner 1995), vznikajících v chladných obdobích pleistocénu. Jsou vázány na komplexy granitoidních hornin, tedy dyjský masiv a bítešskou rulu, a silně ovlivněny orientací foliačních ploch vůči průběhu údolí. Na formování povrchu se uplatňovaly i antropogenní tvary (těžební, zemědělské i vojenské), vznikající při tisícileté kultivaci krajiny a dokonce i v současnosti (např. opevňovací práce, hraniční pásmo – Kirchner et al. 2003). Při terénním výzkumu byly používány a částečně i experimentálně testovány geofyzikální metody mělkého dosahu (Pospíšil, Pazdírek 1998, Hubatka 2001). Již od nejstarších dob (Roth 1863) přitahovaly zájem badatelů jeskyně jihovýchodně od Vranova nad Dyjí, v nichž led přetrvával až do pozdního léta – Ledové 10
sluje (Eisleiten), a již Jarz (1882) správně objasňoval jejich vznik otvíráním puklin a sesouváním uvolněných rulových desek. Časem o nich byla zveřejněna řada studií a populárních článků a po vzniku NP byl zahájen jejich systematický jeskyňářský výzkum, který přehledně hodnotí Wagner (2001) a prováděno jejich zaměření i sledování svahových pohybů skalních hmot (Košťák 2001). Studovány byly i nátekové minerály – alofán v puklinových jeskyních a silicit na puklinách rul (Melka, Cílek 2000, Cílek, Andrejkovič 1999). Do okrajové části národního parku jižně od Znojma zasahuje i nejvýchodnější část třebíčského pádového pole vltavínů (moldavitů) geneticky ne zcela jasnou lokalitou u Konic (Batík 1997), zatím co autentičnost stovek nálezů u Kuchařovic a Suchohrdel již vně národního parku je nesporná (např. Šmerda 2000). Problematika moravských vltavínů je však již mimo záměr tohoto přehledu a existuje o ní rozsáhlá speciální literatura (přehled Trnka, Houzar 1991). Literatura Aleksandrowski P., Mazur S. (2002): Collage tectonics in the northeasternmost part of the Variscan Belt: the Sudetes, Bohemian Massif. – Geol. Soc. spec. Publ. (London), 201: 237–277. Batík P. (1984): Geologická stavba moravika mezi bítešskou rulou a dyjským masivem. – Věst. Čes. geol. Úst., 59: 321–330. Batík P. (1997): Vývoj miocenní drenáže na Znojemsku a její vztah k třebíčské vltavínonosné redepozici. – Přírodověd. Sbor. Západomor. Muz. (Třebíč), 31: 144–145. Batík P. (1999): Moravikum dyjské klenby – kadomské předpolí variského orogénu. – Věst. Čes. geol. Úst., 74: 363–369. Batík P. (2003): Je Suessova představa rozsáhlého moldanubického příkrovu jediným možným řešením geologické stavby východního okraje Českého masivu? – Zpr. geol. Výzk., 2002: 11–16. Batík P., Fediuková E. (1992): Garnet chemistry as an indicator of metamorphic development and deformations of the Moravicum in the Dyje dome. – Věst. Čes. geol. Úst., 67: 1–24. Batík, P., Skoček V. (1981): Litologický vývoj paleozoika na východním okraji dyjského masivu. – Věst. Ústř. Úst. geol., 56: 337–347. Batík P., Šebesta J. (1996): Vývoj toku Dyje mezi Vranovem nad Dyjí a Znojmem a jeho vliv na vznik „Ledových slují“. – Věst. Čes. geol. Úst., 71: 297–299. Becke F. (1915): Zur Karte des niederösterreichischen Waldviertels. – Tschermaks mineral. petrogr. Mitt., 33: 351–355. Belka Z., Valverde-Vaquero P., Dörr W., Ahrendt H., Wemmer K., Franke W., Schäfer J. (2002): Accretion of first Gondwana-derived terranes at the margin of Baltica. – Geol. Soc. spec. Publ. (London), 201: 19–36. Bernroider M. (1989): Zur Petrogenese prekambrischer Metasedimente und cadomischer Magmatite im Moravikum. – Jb. Geol. Bundesanst. (Wien), 132: 349–373. Brzák M. (1998): Nové poznatky o vývoji údolí Dyje mezi Vranovem a Znojmem na základě morfografické analýzy a výzkumu fluviálních sedimentů. – Sbor.Čes. geogr. Společ., 103: 31–45. Brzák M. (2000): Balvanové proudy a skalní tvary v údolí Dyje (NP Podyjí). – Acta Mus. Moraviae, Sci. geol., 85: 135–150. Brzák M., Kirchner K. (2001): Přínos geomorfologického výzkumu v Národním parku Podyjí v období 1991–2001. – Thayensia (Znojmo), 4: 19–25. Cílek V., Andrejkovič T. (1999): Silicity z Čížova: příspěvek ke geomorfologii miocenní krajiny Podyjí. – Thayensia (Znojmo), 2: 3–13. Cžjžek J. (1853): Erläuterungen zur geologischen Karte der Umgebung von Krems und vom Manhartsberge. – Sitz.-Ber. Akad. Wiss. (Wien), 7 (Beilage): 1–77. Dallmeyer R. D., Neubauer F., Höck V. (1992): Chronology of late Paleozoic tectonothermal activity in the southeastern Bohemian Massif, Austria (Moldanubian and Moravo-Silesian zones) – 40Ar/39Ar mineral age controls. – Tectonophysics, 210: 135–153.
11
Dudek A. (1958): Přehled geologických a petrografických výzkumů Českomoravské vrchoviny a dolnorakouské Lesní čtvrti. – Knihovna Ústř. Úst. geol., 33: 1–173. Dudek A. (1960a): Krystalické břidlice a devon východně od Znojma. – Sbor. Ústř. Úst. geol., 26 (1959), odd. geol 1. díl: 101–141. Dudek A. (1960b): K otázce moldanubického nasunutí v sev. části dyjské klenby. – Věst. Ústř. Úst. geol., 35: 229–232. Dudek A. (1962): Zum Problem der moldanubischen Überschiebung im Nordteil der Thayakuppel. – Geologie (Berlin), 11: 757–791. Dudek A. (1980): The crystalline basement block of the Outer Carpathians in Moravia: Bruno-Vistulicum. – Rozpr. Čs. Akad. Věd, Ř. mat. přír. Věd, 90: 1–85. Finger F., Frasl G., Dudek A., Jelínek E., Thöni M. (1995): Cadomian plutonism in the Moravo-Silesian basement. – In: Dallmeyer, R. D., Franke W., Weber K.(eds): Pre-Permian geology of the Central and Eastern Europe. Springer, Berlin, 495–507. Finger F., Frasl G., Höck V., Steyrer H. P. (1989): The granitoids of the Moravian Zone in Northern Austria: Products of a Cadomian active continental margin? – Precambrian Res., 45: 235–245. Finger F., Hanžl P., Pin C., von Quadt A., Steyrer H. P. (2000): The Brunovistulian: Precambrian sequence at the eastern end of the Central European Variscides. – Geol. Soc. spec. Publ. (London), 179: 103–112. Finger F., Pin C. (1997): Arc-type crustal zoning in the Bruno-Vistulicum, Eastern Czech Republic: a trace of the late-Proterozoic Euro-Gondwana margin. – J. Czech geol. Soc., 42: 53. Finger F., Riegler G. (1999): Der Thayabatholit und der kristalline Untergrund des Weinviertels. – In: Roertzel R. (ed.): Arbeitstagung Geol. Bundesanstalt 1999, 3.–7. Mai 1999, Retz. Geol. Bundesanstalt, Wien, 23–31. Foetterle F. (1853): Bericht über die geologische Aufnahme des südlichen Mähren. – Jb. Geol. Reichsanst. Wien, 4: 25–57. Foetterle F. (1854): Geologische Aufnahme im südwestlichen Mähren. – Jb. Geol. Reichsanst. Wien, 5: 883–884. Foetterle F. (1856): Geologische Aufnahme im südlichen Theile Mährens. – Jb. Geol. Reichsanst. Wien, 7: 183–184. Foetterle F. (1866): Geologische Karte der Markgrafschaft Mähren und des Herzogthumes Schlesien. 1:280 000. – K. k. Militärisches Geographisches Institut, Wien (2 listy). Frasl G. (1970): Zur Metamorphose und Abgrenzung der Moravischen Zone im niederösterreichischen Waldviertel. – Nachr. Deutsch. Geol. Ges., 2: 55–61. Frasl G. (1991): Das Moravikum der Thaya-Kuppel als Teil der variszisch deformierten Randzone des Bruno-Vistulikums – eine Einführung. – In: Roetzel R. (ed): Geologie am Ostrand der Böhmischen Masse in Niederösterreich – Schwerpunkt Blatt 21 Horn. Geol. Bundesanst., Wien, 49–62. Friedl G., McNaughton N., Fletcher I. R., Finger F. (1998): New SHRIMP-zircon ages for orthogneisses from the south-eastern part of the Bohemian Massif (Lower Austria). – Acta Univ. Carol., Geol., 42: 251–252. Friedl G., Finger F., Paquette J. L., von Quadt A., McNaugton N. J., Fletcher I. R. (2004): Pre-Variscan geological events in the Austrian part of the Bohemian Massif deduced from U-Pb zircon ages. – Int. J. Earth Sci. (Geol. Rundsch.), 93: 802–823. Fritz H. (1991): Strukturelle Entwicklung am Südostrand der Böhmischen Masse. – In: Roetzel R. (ed): Geologie am Ostrand der Böhmischen Masse in Niederösterreich – Schwerpunkt Blatt 21 Horn. Geol. Bundesanst., Wien, 89–97. Fritz H., Dallmeyer R. D., Neubauer F. (1996): Thick-skinned versus thin-skinned thrusting: Rheology controlled thrust propagation in the Variscan collisional belt (The southeastern Bohemian Massif, Czech Republic – Austria). – Tectonics, 15(6): 1389–1413. Fritz H., Neubauer F. (1993): Kinematics of crustal stacking and dispersion in the south-eastern Bohemian Massif. – Geol. Rdsch., 82: 556–565. Fuchs, G., Matura A. (1976): Zur Geologie des Kristallins der südlichen Böhmischen Masse. – Jb. Geol. Bundesanst., 119: 1–43. Hanžl P., Melichar R. (1997): The Brno massif: a section through the active continental margin or a composed terrane? – Krystalinikum, 23: 33–58.
12
Heinrich A. (1837): Allgemeine Uebersicht der physikalischen und politischen Verhältnisse des Znaimer Kreises. – In: Wolny G.: Die Markgrafschaft Mähren, topographisch, statistisch und historisch geschildert. Selbstverlag in Kommiss. L. W. Seidl, Brünn, B.III, VII–XXXV. Hinterlechner K. (1913): F. E. Suess: Die Moravischen Fenster. – Verh. Geol. Reichsanst., 1913: 72–74. H interlechner K. (1917): Beiträge zur Geologie der sogenannten „Moravischen Fenster“. I. Tischnowitz (Schwarzawa-Kuppel). – Verh. Geol. Reichsanst., 1917: 42–64. Höck V. (1975): Mineralzonen in Metapeliten und Metapsammiten der Moravischen Zone in Niederösterreich. – Mitt. Geol. Ges. Wien, 66–67 (1973–1974): 49–60. Höck V. (1991): Das Moravikum der Thaya Kuppel in Österreich – Lithologie und Metamorphose. – In: Roetzel R. (ed): Geologie am Ostrand der Böhmischen Masse in Niederösterreich – Schwerpunkt Blatt 21 Horn. Geol. Bundesanst., Wien, 63–74. Höck V. (1995): Metamorphic evolution. (Moravo-Silesian Zone, Allochthonous Units). – In: Dallmeyer R. D., Franke W., Weber K. (eds): Pre-Permian Geology of Central and Eastern Europe. Springer-Verlag, Berlin, 541–553. Höck V., Marschallinger R., Topa D. (1990): Granat-Biotit Geothermometrie in metapeliten der Moravischen Zone in Österreich. – Österr. Beit. Met. Geoph. H., 3: 149–167. Höck V., Montag O., Leichmann J. (1997): Ophiolite remnants at the eastern margin of the Bohemian Massif and their bearing on the tectonic evolution. – Mineral. and Petrology (Wien – New York), 60: 267–287. Houzar S., Němečková M., Novák M. (2000): Zpráva o výzkumu mramorů u Kuroslep na západní Moravě (olešnická skupina, moravikum). – Geol. Výzk. Mor. Slez., 7 (1999): 120–122. Houzar S., Novák J. (2002): Marbles with carbonatite-like geochemical signature from the variegated units of the Bohemian Massif. – J. Czech geol. Soc., 47(3–4): 103–109. Houzar S., Leichmann J. (2003): Application of cathodoluminiscence to the study of metamorphic textures in marbles from the eastern part of the Bohemian Massif. – Bull. Geosci. (Prague), 78: 241–250. Hubatka F. (2001): Použifí georadaru při mapování geologické stavby pokryvných útvarů a svahových pohybů. – Thayensia (Znojmo), 4: 215–218. Cháb J., Breiter K., Fatka O., Hladil J., Kalvoda J., Šimůnek Z, Štorch P., Vašíček Z., Zajíc J., Zapletal J. (2008): Stručná geologie základu Českého masivu a jeho karbonského a permského pokryvu. – Čes. geol. služba, Praha. Ivan K., Kirchner K. (1995): Granite landforms in the Podyjí National Park, South Moravia. – Acta montana (Praha), Ser. A, 8(97): 17–27. Jenček V., Dudek A. (1971): Beziehungen zwischen dem Moravikum und Moldanubikum am Westrand der Thaya-Kuppel. – Věst. Ústř. Úst. geol., 46: 331–338. Kalvoda J., Melichar R., Bábek O., Leichmann J. (2002): Late Proterozoic-Paleozoic tectonostratigraphic development and paleogeography of Brunovistulian terrane and comparison with other terranes at the SE margin of Baltica-Laurussia. – J. Czech. geol. Soc., 47(3–4): 81–102. Kirchner K., Andrejkovič T., Hofírková S., Petrová A. (2003): Reliéf Národního parku Podyjí a jeho antropogenní transformace. – Geomorfol. Sbor., 2: 31–37. Klötzli U., Frank W., Scharbert S., Thöni M. (1999): Evolution of the SE Bohemian Massif based on geochronological data – A review. – Jb. Geol. Bundesanst. (Wien), 141(4): 377–394. Kolaříková A., Marquer D., Schulmann K. (1997): Evolution of mass-transfer during progressive under-thrusting of the Variscan foreland: eastern Bohemian Massif. – Geodinamica Acta, 10(3): 81–93. Košťák B. (2001): Skalní pohyby ve svahu Ledových slují. – Thayensia (Znojmo), 4: 227–233. Kölbl L. (1922): Zur Deutung der moldanubischen Glimmerschieferzone im niederösterreichischen Waldviertel. – Jb. Geol. Bundesanst. (Wien), 72: 81–104. Libowitzky E. (1990): Precambrian blacksands as precursors of magnetite and ilmenite bearing chlorite-micaschists, Bohemian Massif, Austria. – Mineral. Petrol., 43: 147–160. Lobkowitz M., Schulmann K., Melka R. (1998): Variscan deformation, microstructural zonation and extensional exhumation of Moravian Cadomian basement. – Geodynamica Acta, 11(2–3): 119–137.
13
Matura A. (1976): Hypothesen zum Bau und zur geologischen Geschichte des Grundgebirges von Südwestmähren und dem niederösterreichischen Waldviertel. – Jb. Geol. Bundesanst., 119: 63–74. Matura A. (1980): Die Moravische Zone. – In: Oberhauser R. (ed.): Der geologische Aufbau Österreichs. Springer-Verlag, Wien – New York, 129–132. Matura A. (2003): Zur tektonischen Gliederung der variszischen Metamorphite im Waldviertel Niederösterreichs. – Jb. Geol. Bundesanst. (Wien), 143(2): 221–225. Melka K., Cílek V. (2000): Recent allophane coatings from the karst and pseudokarst caves. – Scr. Univ. Masaryk bru., Geol., 28–29 (1998–1999): 19–26. Morauf W., Jäger E. (1982): Rb-Sr whole-rock ages for the Bites Gneiss, Moravicum, Austria. – Schweiz. Mineral. Petrogr. Mitt., 62: 327–334. Paul C. M. (1892): Geologische Aufnahmen in der Gegend von Znaim. – Verh. Geol. Reichsanst. (Wien), 1892: 68–72. Paul C. M. (1898): Erläuterungen zur geologischen Karte der im Reichsrate vertretenen Königreiche und Länder der Österr.-ungar. Monarchie. Blatt Znaim. – Verlag der k. k. Geologischen Reichsanstalt, Wien. Pivnička L. (1995): Metamorfóza lukovské skupiny moravika dyjské klenby. – [diplomová práce, ms. depon in Přírodovědecká fakulta Masarykovy univ., Brno]. Pospíšil L., Pazdírek O. (1998): Pokusná geofyzikální měření na lokalitě „Ledové sluje“. – Thayensia (Znojmo), 2: 53–58. Preclik K. (1925): Zur Analyse des Moravischen Faltenwurfes im Thayatale. – Verh. Geol. Bundesanst., 1924: 180–192. Preclik, K. (1926a): Die Moravische Phyllitzone im Thayatale. – Sbor. St. geol. Úst. Čs. Republ., 6: 221–280. Preclik K. (1926b): Das Nordende der Thayakuppel. – Sbor. St. geol. Úst. Čs. Republ., 6: 373–398. Preclik K. (1927): Zur Tektonik und Metamorphose der moravischen Aufwölbungen am Ostrand der Böhmischen Masse. – Geol. Rdsch., 18: 81–103. Preclik K. (1930): Zur Genesis einiger moldanubischer Gesteinstypen I. – Centralblatt Miner. Geol. Paleont. Abt. A, 1930: 61–78. Preclik K. (1934): Zur Kenntnis der chemischen Zusammensetzung der moravischen Erstarrungsgesteine. – Tschermaks mineral. petrogr. Mitt., 45: 269–332. Preclik K. (1937): Das Nordende des Thayabatholiten. – Věst. Stát. geol. Úst., 12: 34–61. Roth A. (1863): Die Eishohlen bei Frain in Mähren. – Programm des k.k. Gymnasium in Znaim am Schlusse des Schuljahres, Znojmo, 3–17. Scharbert S., Batík P. (1980): The age of the Thaya (Dyje) pluton. – Verh. Geol. Bundesanst. (Wien), 1980: 325–331. Scharbert S., Breiter K., Frank W. (1997): The cooling history of the southern Bohemian Massif. – J. Czech geol. Soc., 42(3): 24. Schulmann K. (1990): Fabric and kinematic study of the Bíteš orthogneiss (southwestern Moravia): Result of large-scale northeastward shearing parallel to the Moldanubian/Moravian boundary. – Tectonophysics, 177: 229–244. Schulmann K., Ledru P., Autran A., Melka R., Lardeaux J. M., Urban M., Lobkowitz M. (1991): Evolution of nappes in the eastern margin of the Bohemian Massif: a kinematic interpretation. – Geol. Rdsch., 80: 73–92. Schulmann K., Melka R., Lobkowitz M., Ledru P., Lardeaux J. M., Autran A. (1994): Contrasting styles of deformation during progressive nappe stacking at the southeastern margin of the Bohemian Massif (Thaya Dome). – J. struct. Geol., 16: 355–370. Schulmann K., Lobkowitz M., Melka R., Fritz H. (1995): Structure. (Moravo-Silesian Zone, Allochthonous Units) – In: Dallmeyer R. D., Franke W., Weber K. (eds): Pre-Permian Geology of Central and Eastern Europe. Springer-Verlag, Berlin, 530–540. Schumann H. (1929): Ueber moldanubische Paraschiefer aus dem Niederöst. Waldviertel zwischen Gföhler Gneis und Bittescher Gneis. – Tschermaks mineral. petrogr. Mitt., 40: 73–187. Suess F. E. (1903): Bau und Bild der Böhmischen Masse. – Tempsky und Freytag, Wien. Suess F. E. (1908): Die Beziehungen zwischen dem moldanubischen und dem moravischen Grundgebirge in dem Gebiete von Frain und Geras. – Verh. geol. Reichsanst., 1908: 395–412.
14
Suess F. E. (1912): Die moravischen Fenster und ihre Beziehung zum Grundgebirge des Hohen Gesenkes. – Denkschriften Akad. Wiss. Wien, math.-naturwiss. Kl., 88: 541–631. Suess F. E. (1926): Intrusionstektonik und Wandertektonik im variszischen Grundgebirge. – Gebr. Borntraeger, Berlin. Suess F. E (1937): Periplutonische und enorogene Regionalmetamorphose in Ihrer tektogenetischen Bedeutung. – Fortschr. Geol. Paläont. 13, Heft 42: 1–86. Šmerda J. (1999): Nové nálezy fosilních kostí na Znojemsku (Sirenia a Equidae). – Thayensia (Znojmo), 2: 120–126. Šmerda J. (2000): Příspěvek k poznání chemického složení moravských vltavínů. – Acta Mus. Moraviae, Sci. geol., 85: 97–103. Šmerda J. (2001): Silberloch – opuštěná štola v Podyjí. – Thayensia (Znojmo), 4: 145–152. Štipská P., Schulmann K. (1995): Inverted metamorphic zonation in a basement-derived nappe sequence, eastern margin of the Bohemian Massif. – Geol. J., 30: 385–413. Štipská P., Schulmann K., Höck V. (2000): Complex metamorphic zonation of the Thaya dome: result of buckling and gravitational collapse of an imbricated nappe sequence. – Geol. Soc. spec. Publ. (London), 169: 197–211. Thiele O. (1976): Ein westvergenter kaledonischer Deckenbau im niederösterreichischen Waldviertel? – Jb. Geol. Bundesanst., 119: 75–81. Trnka M., Houzar S. (1991): Moravské vltavíny. – Muzejní a vlastivědná společnost Brno a Západomoravské muzeum v Třebíči, Brno. Van Breemen O., Aftalion M., Bowes D. R., Dudek A., Mísař Z., Povondra P., Vrána S. (1982): Geochronological studies of the Bohemian Massif, Czechoslovakia, and their significance in the evolution of Central Europe. – Trans. Roy. Soc. Edinb., Earth Sci., 73: 89–108. Vavrdová M. (2004): The Brunovistulicum: assumptions and data. – Z. Dtsch. geol. Gesell., 155: 1–9. Wagner J. (2001): Výzkum a dokumentace pseudokrasových jeskyní Národního parku Podyjí do roku 2001. – Thayensia (Znojmo), 4: 263–266. Waldmann L. (1933): Beiträge zur Kenntnis der moldanubischen Glimmerschieferzone bei Frain a. d. Thaya. (Der Högbomit von Windschau). – Verh. Geol. Bundesanst. (Wien), 1933: 67–76. Waldmann L. (1943): Das ausseralpine Grundgebirge der Ostmark. – In: Schaffer F. X.: Geologie der Ostmark. Franz Deuticke, Wien, 4–44. Waldmann L. (1951): Das ausseralpine Grundgebirge Österreichs. – In: Schaffer F. X.: Geologie von Österreich. Franz Deuticke, Wien, 10–104. Winchester J. A., Pharaoh T. C., Verniers J. (2002): Paleozoic amalgamation of Central Europe: an introduction and synthesis of new results of recent geological and geophysical investigations. – Geol. Soc. spec. Publ. (London), 201: 1–18. Wondratschek A. (1798): Ueber einige merkwürdige Stein- und Gebirgsarten von Mähren und Geburtsort des schörlartigen Berylls. – Abh. d. böhm. Ges. d. Wiss., II. řada, 3: 3–9. Zapletal K. (1925): Intrusivní kontakty na Bílém potoce a jejich význam pro tektoniku západomoravského krystalinika. – Sbor. Klubu přírodověd. (Brno), 7(1924): 34–38. Zapletal K. (1926): Geologie středu Svratecké klenby. – Sbor. St. geol. Úst. Čs. Republ., 5: 500– 560.
15
16
