Spodnoordovický vulkanismus strašického/komárovského komplexu a silurský vulkanismus svatojánského vulkanického centra, Barrandien

Transkript

1 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: Spodnoordovický vulkanismus strašického/komárovského komplexu a silurský vulkanismus svatojánského vulkanického centra, Barrandien Zuzana Tasáryová 1, Tomáš Hroch 1, Štěpán Manda 1 Adresa autorů: 1 Česká geologická služba, Klárov 131/3, Praha 1 (zuzana.tasaryova@geology.cz) Spodní paleozoikum Barrandienu Svrchnoproterozoická a spodnopaleozoická vulkanosedimentární sukcese zachovaná v oblasti Barrandienu reprezentuje tektonostratigrafický záznam vývoje tří na sebe naložených sedimentárních prostorů (megacyklů): prekambrického, kambrického a ordovicko-střednodevonského (souhrn Štorch, Fatka & Kraft 2006). Prekambrický megacyklus je charakterizován submarinní vulkanosedimentární sekvencí, která byla v průběhu kadomské orogeneze tektonicky vyzdvižena a zvrásněna. Během kambrického megacyklu došlo k vytvoření dvou izolovaných akomodačních prostorů: příbramsko-jinecké a skryjsko-týřovické pánve. Rozsáhlejší příbramsko-jinecká pánev zaznamenává převážně kontinentální sedimentaci spodního až svrchního kambria, která je přerušena erupcemi strašického vulkanického komplexu. Skryjsko-týřovická pánev zaznamenává marinní sedimentaci středního kambria, kterou následují erupce křivoklátsko -rokycanského vulkanického komplexu. Ordovicko-střednodevonský tektonostratigrafický megacyklus odráží založení pražské pánve následované marinní sedimentací, kde během svrchního tremadoku dochází k erupcím komárovského vulkanického komplexu, který může být ekvivalentem strašického vulkanického komplexu. Vulkanická činnost dále pokračuje do nižšího svrchního ordoviku. Během siluru graduje synsedimentární deformace pánve doprovázená rozsáhlou vulkanickou aktivitou, která dává vznik submarinním elevacím i vynořeným ostrovům. Marinní sedimentace je přerušena v devonu během givetu uložením flyšových sedimentů odrážejících variskou orogenezi, která tektonicky vyzdvihla a zdeformovala pánev do dnešní podoby. 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 vulkanických hornin (Waldhausrová 1971): severní křivoklátsko-rokycanský a jižní strašický vulkanický komplex (obr. 1 a 2), který je vázán na komárovské zlomové pásmo při jihozápadním okraji pražské pánve. Křivoklátsko-rokycanský vulkanický komplex vystupuje v jz. sv. orientovaném pásu (Rokycany Skryje Křivoklát), jižně od skryjsko-týřovické pánve. Stratigrafická pozice tohoto komplexu není dosud jednoznačně potvrzena. Zatímco Waldhausrová (1968) klade počátek vulkanické činnosti komplexu do středního kambria, Havlíček (1966) předpokládá nástup vulkanismu až začátkem svrchního kambria. Poslední projevy doznívání vulkanické aktivity v křivoklátsko-rokycanském komplexu jsou zaznamenány ve středním ordoviku (Havlíček & Šnajdr 1957).Výstupové dráhy magmatu pravděpodobně odpovídají jz. sv. orientovanému zlomovému 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-jinecké pánve. První projevy vulkanismu jsou zaznamenány v nejvyšším středním kambriu, v sedimentech ohrazenického souvrství (Havlíček & Šnajdr 1957). Vulkanická aktivita strašického pásma pokračovala zřejmě i ve spodním ordoviku. Dokládají to resedimentované produkty ryolitového a ande zitového vulkanismu v marinních sedimentech spodního ordoviku (Havlíček & Šnajdr 1957, Hroch et al. 2012). Výstupové dráhy magmatu odpovídají jz. sv. orientovanému zlomovému systému, paralelnímu se zlomovým systémem křivoklátsko-rokycanského pásma (Havlíček 1980). Strašický vulkanický komlex zahrnuje produkty explozivního, převážně subaerického vulkanismu, jejichž charakter je bazičtější než v křivoklátsko-rokycanském vulkanickém komplexu a odpovídá trachyandezitům až bazaltickým andezitům (Waldhausrová 1968). Nejmladší efuzivní vulkanity strašického pásma jsou často spilitizovány, což pravděpodobně indikuje přechod vulkanismu ze subaerického do submarinního prostředí (Fiala 1971). Geotektonická pozice svrchnokambrického vulkanismu křivoklátsko-rokycanského a strašického komplexu odpovídá ostrovnímu oblouku nebo aktivnímu kontinentálnímu okraji, v několika případech ukazuje na vnitrodeskový vulkanismus/kontinentální rift (Patočka, Vlašímský & Blechová 1993). Paleo pozice 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, reprezentovaného spodnopaleozoic kými vulkanity strašického, křivoklátsko-rokycanského a komárovského pásma (Suchý 1992). Geochemické signatury vnitrodeskového vulkanismu někte 41

2 rých vulkanitů svrchního kambria však upozorňují na období přechodu kadomské konvergence k iniciální fázi spodnopaleozoické 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 strašického pásma submarinní alkalický vulkanismus komárovského komplexu (obr. 1 a 2). Počátek bazaltového vulkanismu souvisí s extenzním režimem, který kontroloval vznik pražské pánve (Fiala 1971). Subsidence pánve byla doprovázena vznikem vsv. zjz. orien tovaných struktur, pravděpodobně výstupových drah magmatu. Dále došlo k reaktivaci pre-kadomských struktur (komárovského zlomového pásma), které fungovaly jako výstupové dráhy magmatu již pro svrchnokambrický 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 bazaltům (Patočka, Vlašímský & Blechová 1993). Tufy, aglomeráty a hyaloklastity převládají nad lávovými proudy ve vulkanické 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 komárovského komplexu odpovídá vnitrodeskovému bazaltovému vulkanismu (Patočka, Vlašímský & Blechová 1993). Pražská pánev byla během ordoviku v extenzním režimu a postupující 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 vulkanických sekvencí odkrytých v lomu Zaječov studovali Machalová, Rapprich & Hroch (2009) a Machalová (2010). V lomu vystupují subakvatické bazické intermediální vulkanity ukládané, vzhledem k přítomnosti akrečních lapilli, převážně v mělkovodním prostředí (Machalová 2010). Vulkanity jsou doprovovázeny vulkanoklastiky, které reprezentují akumulace nízkoteplotních vulkanoklastických gravitačních proudů úlomkotoků, hyperkoncentrovaných proudů a turbiditů vyvolaných gravitační nestabilitou na svahu vulkánu. Převážnou část vulkanické sekvence zaujímají tělesa lávových proudů a hyaloklastické brekcie, které jsou střídány vulkanoklastiky různé zrnitosti od hrubozrnných redeponovaných brekcií až k jemnozrnným vulkanoklastickým sedimentům (obr. 3). Uloženiny v prostoru lomu jsou generelně ukloněny 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 afanitickou strukturou a náznaky sloupcovité odlučnosti. Nadloží lávy je tvořeno hyaloklastickou brekcií, která je částečně zasucena. Další sled je odkryt v jižní stěně, kde vystupují uloženiny 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 sedimentárních hornin (Machalová 2010). 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 suboválnými fragmenty rozložených mafických skel. Na pískovce nasedají monomiktní konglomeráty obsahující hyaloklasty s ojedinělými úlomky vesikulárního bazaltoidu. Drobné vyrostlice ve sklech tvoří pouze plagioklas, u kterého rychlá krystalizace způsobila tvorbu tzv. vlaštovčích ocásků. Horniny 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 jemnozrnným okrajem (obr. 6). Materiál mezi jednotlivými akrečními lapilli tvoří různě velké fragmenty mafických skel hyaloklasty (Machalová 2010). Taková uloženina odpovídá erupci mafického magmatu v mělké vodě (Mueller 2003). Vrstva s akrečními lapilli přechází do 5 cm mocné vrstvy hrubozrnného pískovce až prachovce, tvořeného alterovanými skly, plagioklasy a opakními minerály. V čelní stěně lomu vystupují trachydacitové lávové proudy, které nasedají na vulkanoklastickou sekvenci odkrytou v jižní stěně lomu (obr. 7). Trachydacity jsou intenzivně karbonatizované s výraznou trachytickou strukturou a s pseudomorfózami 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 přítomností rozloženého vulkanického skla. Sklo je zčásti zjílovatělé a nebo chloritizované. Na okrajích lávového proudu je vyvinuta hyaloklastitová facie vznikající neexplozivním rozpadem prudce zchlazené lávy. Lokálně lze pozorovat charakteristické jig-saw uspořádání klastů (Machalová 2010). Mocnost lávového tělesa dosahuje 10 až 15 m. Mezi lávovým proudem odkrytým v čelní stěně a lávou vystupující v severní stěně (viz níže) je uložena sekvence vulkanoklastických sedimentů o mocnosti v rozmezí 4 m (nejvyšší etáž) až 1 m (druhá etáž). Směrem do středu dobývacího prostoru tato poloha vykliňuje. Sekvence začíná hrubozrnnými vulkanoklastiky o mocnosti 30 cm, které přechází do 2,5 m mocných jemnozrnnějších písčitých sedimentů. Písčité sedimenty 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 vulkanogenních jemnozrnných slepenců. Klastický materiál sedimentů je tvořen zejména jemnozrnnou kyselou vulkanickou horninou, hyaloklastiky derivovanými z mafických až intermediálních subakvatických láv, opakními minerály a akcesoricky polykrystalickými zrny křemene. V nadloží vulkanogenních sedimentů je v severní stěně lomu odkryt lávový proud jemnozrnného trachydacitu (obr. 4) s výrazně fluidální strukturou, místy s drobnými pseudomorfózami po olivínu. Plagioklasy vykazují výraznou přednostní orientaci. Přítomny jsou také karbonatizované vyrostlice živců (až 2 mm). Láva nejeví známky hyaloklastézy a rychlého zchlazování, které by potvrzovalo uložení v subakvatických podmínkách (Machalová 2010). Trachydacitová láva je lokálně překryta středně zrnitým, sytě zeleným, vulkanogenním pískovcem bez viditelné vnitřní stavby. Klastický 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 hrubších vulkanoklastických sedimentů uložených úlomkotoky 42

3 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

4 Obr. 4: Panoramatický snímek severní stěny lomu v Zaječově. Upraveno podle Machalové, Rappricha a Hrocha (2009). Obr. 5: Polymiktní konglomerát vycházející v jížní stěně lomu. Obr. 8: Uloženiny vulkanoklastických hyperkoncentrovaných proudů odkrytých v severní stěně. 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

5 a hyperkoncentrovanými proudy (obr. 4 a 8). Klastický materiál tvoří především bazaltové hyaloklasty a fragmenty silně vesikulárních bazaltoidů až bazaltoidních strusek. Běžné jsou také úlomky silně fluidálních, primárně sklovitých, ale rekrystalizovaných kyselých vulkanitů a vesikulárních andezitoidů. Sekvenci uzavírají produkty bazaltového až andezitového subakvatického vulkanismu odkryté při západním okraji lomu. In-situ hyaloklastické brekcie na bázi přechází do polštářových brekcií (obr. 4 a 9) s občasnými neporušenými lávovými 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 vyrostlicemi plagioklasu. Základní hmota je tvořena především plagioklasem a Fe-Ti oxidy. Polohy vulkanoklastik a bazaltických polštářových láv v severní stěně jsou přerušeny bazaltovou intruzí, která je patrně součástí přívodního systému polštářových láv (obr. 4). Vulkanismus siluru Silurská vulkanická činnost navazuje s přerušením v ashgillu na svrchnoordovický vulkanismus. Vulkanická centra jsou oproti ordovickým vulkanickým akumulacím situována severovýchodně, kde dochází k výstupu bazaltového magmatu po hluboce založených synsedimentárních strukturách vsv. zjz. a zsz. vjv. směru, paralelních a kolmých k ose pražské pánve (Fiala 1970). Nejstarší projevy oživení vulkanismu v siluru jsou známy z tektonické kry střednollandoverských sedimentů (aeron, zóna S. sedgwickii) mezi Hýskovem a Železnou v sz. části zachovalého reliktu pražské pánve (Štorch 1998). Vulkanická činnost vrcholí během sheinwoodu (spodní wenlock) až gorstu (spodní ludlow), kdy dochází ke vzniku výrazných akumulací vulkanických hornin: svatojánského, řeporyjského, kosovského a novoveského vulkanického centra (Kříž 1991). Převážně submarinní erupce produkují polštářové lávy, hyaloklastity, tufy, aglomeráty, které jsou doprovázeny ložními žilami, lakolity, řidčeji pravými žilami vystupujími v sedimentech nejsvrchnějšího ordoviku až spodního siluru. Vzácnější projevy subaerických erupcí zahrnují lávové proudy a pyroklastika se sopečnými bombami. Vnitrodeskový alkalický bazaltový vulkanismus je přerušen v gorstu (ludlow) a k poslednímu mírnému oživení vulkanické aktivity v pražské pánvi dochází až v devonu během emsu. Svatojánské vulkanické centrum Produkty silurské vulkanické aktivity svatojánského vulkanického 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 subaerickými lávami, hyaloklastity a hrubozrnnými tufy s výskytem lapilli a vulkanických bomb. V období s nízkou vulkanickou aktivitou se ukládaly břidlice a vápence obsahující faunu dokládající 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 pravděpodobně spolu s dalšími hluboce založenými strukturami fungoval jako výstupová dráha magmatu (Fiala 1970). Vulkanická činnost svatojánského centra (obr. 11) je rozdělena 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 wenlock); 2) hrubozrnné tufy s vulkanickými bombami, hyaloklastity, lávové proudy, aglomeráty vystupující v břidlicích Obr. 10: Rozšíření silurských a devonských hornin v pražské pánvi s vyznačeným rozsahem vulkanických produktů svatojánského vulkanického centra. Upraveno podle Kříže (1998). 45

6 a vápencích graptolitové zóny C. lundgreni (homer, svrchní wenlock); 3) lávové proudy, hrubozrnné tufy a peperity v sedimentech graptolitových zón C. ludensis až S. chimaera-l. scanicus (homer/gorst, hranice wenlock/ludlow). Charakter vulkanismu během vývoje svatojánského vulkanického centra odpovídá submarinnímu alkalickému bazaltovému vulkanismu s řídkým výskytem subaerických vulkanických produktů (např. ba zaltové lávy se sloupcovou odlučností v zářezu silnice Loděnice Bubovice). Mělkomořské prostředí v okolí svatojánského vulkanického centra je dokumentováno výskytem 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 svatojánského vulkanického centra jsou nejlépe odkryty v údolí Berounky, v zářezu silnice Loděnice Bubovice a v údolí Kačáku. 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), petrografii a mineralogii studoval Fiala (1970), litologii a faunistický 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 souvrství (telych, llandovery) s kontaktním datolitovým rohovcem. Následujících 50 m defilé je tvořeno vápnitými a tufitickými břidlicemi motolského souvrství (llandovery wenlock) s konkrecemi a vložkami vápenců a s polohami tufů obdobného charakteru jako na lokalitě č. 3 (viz níže). Defilé pokračuje dalších 100 m vápnitými a tufitickými břidlicemi kopaninského 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 přerušena výlevy bazaltů doprovázených pyroklastiky, na které nasedají tufitické břidlice a vložky vápenců motolského souvrství (homer, wenlock) [100 m defilé]. Na ně nasedají mělkomořské vápence facie Kozla, jejichž sedimentace je přerušena uložením tufů a aglomerátů (lokalita č. 3), vystupujících v délce 300 m. Na JV je posledních 100 m defilé tvořeno tufy, aglomeráty a lávovým proudem (lokalita č. 4), na které nasedají vápence kopaninských vrstev (gorst, ludlow). Lokalita č. 2: Lištice žabákový lom Na levém břehu řeky Berounky, ca 500 m jižně od severovýchodního 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 rekonstruována 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 (Březinová, Schulmannová & Růžičková 2006). Žabákový lom zároveň patří ke geologicky významným lokalitám na listu základní geologické mapy v měřítku 1 : , list Beroun (lokalita č. 17; Cháb et al. 1987). V lomu je odkryt kontakt hyaloklastitu s podložními břidlicemi a kalovými vápenci shein woodu (zóna M. belophorus) motolského souvrství, které upadají k JV. Hyaloklastit (obr. 13 a), dříve označovaný jako žabák (specifický druh diabasového tufu), vystupuje ve formě tří, několika metrů mocných 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 podložních břidlic a vápenců (obr. 13 c). Mikroskopicky se jedná o horniny složené z nepravidelně zaoblených, řidčeji hranatě omezených útržků jemně vesikulárního, původně sklovitého bazaltu, které jsou stmeleny kalcitovým 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 frakcionovanými REE (La N /Yb N ~ 8,12; Boynton 1984), nízkým poměrem Zr/Nb ~ 9, negativními anomáliemi Rb a K, pozitivními anomáliemi Sr a Ti, pozitivní hodnotou ε Nd 423 Ma ~ + 6,63 a geochemicky tedy ukazuje na přechod mezi bazalty oceánských ostrovů a obohacenými bazalty středooceánských riftů (obr. 14). Vznik bazaltové taveniny, stejně jako v případě ostatních silurských vulkanitů (Tasáryová et al. 2011), odpovídá nízkému stupni tavení granátického plášťového peridotitu a geotektonické prostředí vulkanismu pravděpodobně odráží kontinentální rift (Agrawal, Guevara & Verma 2008). Na hyaloklastit nasedají čočky bioklastických vápenců 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 žabákového lomu. 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 souvrství. Stáří trilobitové a brachiopodové fauny, kterou obsahují, ukazuje na nejsvrchnější wenlock (Kříž 1992). V nadloží vápenců Kozla jsou dále na JJZ za statkem odkryty hrubozrnné tufy až aglomeráty s vulkanickými bombami o průměrné velikosti cm, ale i větších, tvořených vesikulárními bazalty (obr. 15). Vrstvené hrubozrnné tufy, původně subaerického 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. 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 výjimečně i s xenolity vápenců s tufitickou příměsí (obr. 16), které uzavírají vulkanoklastický komplex a jsou překryty 4 m mocným lávovým proudem, tvořeným bazaltem s kalcitovými mandlemi (obr. 17). Na jihovýchodním konci odkryvu nasedají na bazalt šikmo zvrstvené, mělkovodní bioklastické 46

7 Obr. 11: Stratigrafie siluru pražské pánve. Upraveno podle Kříže (1998). 47

8 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

9 Obr. 16: Xenolity vápenců v aglomerátu ve spodní části profilu U Vitáčků (lokalita 4). Obr. 17: Mikrofotografie bazaltu svrchní části profilu U Vitáčků (lokalita 4): intersertální struktura s lištami plagioklasu a kalcitovou mandlí. Obr. 18: Profil B. Boučka z let zářezem silnice Loděnice Bubovice v místě Na Černidlech. Převzato z Kříže (1992). Obr. 19: Svrchní proud polštářové lávy Na Černidlech (lokalita 5) s nasedajícími hyaloklastitovými tufy a tufitickými břidlicemi. Obr. 20: Mikrofotografie peperitu z mezipolštářového prostoru svrchního proudu polštářové lávy Na Černidlech : útržek nataveného tufitického kalového vápence ve sklovité hmotě tmelené kalcitem. 49

10 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 vulkanosedimentárních 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 vystupující byly studovány Fialou (1965, 1970). Odkrytá vulkanosedimentární sekvence v současnosti zahrnuje tufitické břidlice a žlutozelené tufy s tenkými vrstvami mělkomořských bioklastických a kalových vápenců, které jsou přerušeny polštářovými lávami a čtyřmi výlevy svatojánského diabasu (obr. 18). Tyto výlevy byly původně považovány za terciérní bazalty (Bořický 1873, Krejčí 1875) kvůli odlišnému (subaerickému) charakteru ve srovnání s ostatními silurskými bazalty. Teprve Měska & Kratochvíl (1946) tyto vulkanity přiřadili do siluru a jejich absolutní stáří stanovil Fiala, Čejchanová & Melková (1974) K-Ar metodou na 405±40 Ma a 425±42 Ma. Sloupcovitá odlučnost, patrná v druhém lávovém proudu, a subaerický charakter obou svatojánských diabasů byl vysvětlen dočasnou a opakovanou existencí sopečného ostrova (Měska & Kratochvíl 1946). Lokalita č. 5: Černidla polštářová láva Ve spodním ohybu silnice k Bubovicím vychází pod lesem dva proudy spilitové polštářové lávy. V současnosti je profil téměř 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. 22: Prostřední, 10 m mocný lávový proud svatojánského diabasu v zářezu silnice Na Černidlech (lokalita 6). Obr. 23: Mikrofotografie střední části prostředního lávového proudu svatojánského diabasu : vyrostlice částečně serpentinizovaného olivínu a lišty plagioklasu v intergranulární až intersertální základní hmotě. 50

11 aulakopleurovými břidlicemi zóny T. testis, kde probíhá tachlovický zlom (Horný 1965), vychází 0,8 m mocná poloha bazaltového tufitu, na níž nasedá 1,2 m mocný proud polštářové lávy. Následuje 3 m mocná poloha tufitů a peperitů s vložkami vápenců 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 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 hmotou s lištovitými vyrostlicemi plagio klasu (An 15 An 22 ) a karbonátovými pseudomorfózami po olivínu a s obsahem drobných kalcitových a chloritových amygdal. Chemické složení horniny odpovídá vnitrodeskovému alkalickému bazaltu (Pearce 1996) s vysoce frakcionovanými REE (La N /Yb N ~ 13,48; Boynton 1984), nízkým poměrem Zr/Nb~ 5,35, negativními anomáliemi K, Ba a Zr, pozitivní anomálií Sr, pozitivní hodnotou ε Nd 423 Ma ~ + 5,25 a je na přechodu mezi bazalty oceánských ostrovů a obohacenými bazalty středooceánských riftů (obr. 21). Vznik bazaltové taveniny, 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). Lokalita 6: Černidla svatojánský diabas V další ostré zatáčce silnice k Bubovicím, v místě Na Černidlech, je v tufech a tufitických břidlicích graptolitové subzóny 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 obsahem 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 graptolitové 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 hojnými vyrostlicemi serpentinizovaného olivínu a lištovitého plagioklasu (An 65 ) viz obr. 23. Intergranulární základní hmota je tvořena plagioklasem, pigeonitem, chloritem, magnetitem, 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 H 2 O a CO 2 (Fiala, Čejchanová & Melková 1974). Chemické složení horniny odpovídá vnitrodeskovému alkalickému bazaltu (Pearce 1996) s vysokým stupněm frakcionace LREE a HREE (La N /Yb N ~ 6,2 9,4; Boynton 1984), nízkými poměry Zr/Nb ~ 5,9 9,9, pozitivními anomáliemi Ba, Sr a Ti, pozitivními hodnotami ε ND 425 Ma ~ + 6,32 až + 6,70 a iniciálními poměry 87 Sr/ 86 Sr 425 v rozmezí 0,7028 0,7038 (Tasáryová, Janoušek & Frýda 2010) a je na přechodu mezi bazalty oceánských ostrovů a obohacenými bazalty středooceánských riftů (obr. 21). Vznik bazaltové taveniny, stejně jako v případě předchozích lokalit, odpovídá nízkému stupni tavení granátického plášťového peridotitu a geotektonické prostředí vulkanismu pravděpodobně odráží kontinentální rift (Tasáryová et al. 2011). Výzkum a příprava této práce byla podpořena grantovým projektem GAČR P a interním projektem ČGS Literatura Agrawal S., Guevara M. & Verma S. (2008): Tectonic discrimination of basic and ultrabasic volcanic rocks through log-transformed ratios of immobile elements. Int. Geol. Rev., 50: Bořický E. (1873): Petrographische Studien an den Basaltgesteinen 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: Boynton W. V. (1984): Geochemistry of rare elements: meteorite studies. In: Henderson P. [ed.]: Rare earth element geochemistry, Elsevier, p Březinová D., Schulmannová B., Růžičková J. (2006): Barrandienské vulkanity na pražských památkách. Kámen, Praha, no. 12/3: Fiala F. (1965): Silurské diabasové vulkanity úseku Loděnice Bubovice. Zprávy Geol. Výzk. v Roce 1964, Praha: Fiala F. (1966): Silurské polštářové lávy Barrandienu. Čas. Min. Geol., Praha, no. 11/3: Fiala F. (1970): Silurské a devonské diabasy Barrandienu. Sbor. Geol. Věd, Praha, G 17: Fiala F. (1971): Ordovický diabasový vulkanismus a biotitické lamprofyry Barrandienu. Sbor. Geol. Věd, Praha, G 19: Fiala F., Čejchanová B., Melková J. (1974): Ověření silurského stáří bazaltoidních vulkanitů od Loděnice, Sv. Jana pod Skalou a Berouna. Věst. ÚÚG, Praha, no. 49: Fišera M.(1965): Lokalita č. 12, Defilé na levém břehu Berounky mezi Lišticemi a samotou U Vitáčka. In: Konference Paleovulkanity Českého Masivu, exkursní průvodce, p , Praha. Havlíček V., Šnajdr M. (1957): Stratigrafický a tektonický výzkum středočeského ordoviku. Výroční zpráva za rok MS Geofond. Havlíček V. (1966): Střední kambrium v širším okolí Skryjí. Zprávy Geol. Výzk. v Roce 1965, Praha: Havlíček V. (1980): Development of Paleozoic basins in the Bohemian Massif (Cambrian Lower Carboniferous). Sbor. Geol. Věd, Praha, G 34: Havlíček V. (1981): Development of a linear sedimentary depression exemplified by the Prague Basin (Ordovician Middle Devonian; Barrandian area Central Bohemia). Sbor. Geol. Věd, Praha, G 35: Horný R. (1965): Tektonická stavba a vývoj siluru mezi Berounem a Tachlovicemi. Čas. Min. Geol., Praha, no. 10/2: Hroch T., Rajchl M., Kraft P., Rapprich V. (2012): Sedimentary record of subaerial volcanic activity in the basal Ordovician shoal-marine deposits: the Třenice Formation of the Prague Basin, Bohemian Massif, Czech Republic. Bulletin of Geosciences, 87/2: 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 : , Beroun, 100 p., Praha. 51

12 Krejčí J. (1875): Über das Vorkommen des Basaltes bei St. Jan unweit Beraun. Sitz.-Ber.-Kön. Böhm. Ges. Wiss., Praha: Kříž J. (1991): The Silurian of the Prague Basin (Bohemia) tectonic, eustatic and volcanic controls on facies 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 (Barrandian), 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), , Praha. Machalová J. (2010): Rekonstrukce vulkanických procesů komárovského komplexu na příkladu zaječovského centra. 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: Měska G., Kratochvíl J. (1946): Hornina od Sv. Jana pod Skalou, uváděná pod názvem čedič. Sbor. Stát. Geol. Úst., Praha, no. 13: Mueller W. U. (2003): A Subaqueous Eruption Model for Shallow-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, Patočka F., Vlašímský P., Blechová K. (1993): Geochemistry of early Palaeozoic volcanics of the Barrandian basin (Bohemian Massif, Czech Republic): Implications for palaeotectonic reconstructions. Jb. Geol., B.-A., 136/4: Pearce J. A. (1996): A user s guide to basalt discrimination diagrams. In: Wyman D. A. [ed.]: Trace element geochemistry of volcanic rocks: application for massive sulphide exploration, Short course notes 12, Geol. Assoc. Canada, Suchý V. (1992): Pracovní model tektonostratigrafického vývoje barrandienské oblasti. Zprávy Geol. Výzk. v Roce 1993, Praha: 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, Štorch P. (1998): Volcanism. In: Chlupáč I., Havlíček V., Kříž J., Kukal Z., Štorch P. [ed.]: Palaeozoic of the Barrandian (Cambrian to Devonian), , 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: Tasáryová Z., Janoušek V., Frýda J., Manda Š., Štorch P., Trubač J. (2011): Constraints on petrogenesis and geotectonic setting for Silurian basalts of the Prague Basin (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: