Morfostrukturní Geomorfologický a sborník tektonické 2 problémy ČAG, ZČU v Plzni, 2003 Morfostrukturní polygeneze Vnějších Západních Karpat (na příkladu Západních Beskyd) Tomáš Pánek E-mail: tomas.panek@osu.cz Katedra fyzické geografie a geoekologie, Přírodovědecká fakulta Ostravské univerzity v Ostravě, Chittussiho 10, 710 00 Slezská Ostrava Geneze morfostruktur flyšového pásma Vnějších Západních Karpat zůstává stále otevřeným problémem. Z kontextu dnešního stavu výzkumů České vysočiny a Západních Karpat můžeme bez nadsázky označit flyšové Karpaty za morfostrukturně nejméně poznané území. Stanovení geneze morfostruktur flyšových Karpat značně komplikuje litologicky velmi pestré prostředí flyšových příkrovů a strukturní polygeneze území. Pojem strukturní polygeneze použil poprvé v souvislosti s územím Západních Karpat E. MAZÚR (1976). Termín vyjadřuje tendenci k nakládání různých strukturních stylů v průběhu geologického a geomorfologického vývoje území. Studovaná morfostruktura je tak v současné době ovlivněna více strukturními a deformačními režimy odlišného stáří, které se v různé podobě a s různou intenzitou projevují v její morfologii (Obr. 1). S určitým nadhledem můžeme pojetí strukturní polygeneze přirovnat ke koncepci polygenetického reliéfu v klimagenetické geomorfologii (DEMEK, 1987). Z hlediska vztahu ke georeliéfu považujeme za vhodnější modifikovat termín strukturní polygeneze na morfostrukturní polygeneze. Z pohledu SUMMERFIELDA (1991) můžeme morfostrukturní polygenezi chápat jako jeden z důsledků dynamické rovnováhy zemské kůry. Vnější Západní Karpaty prošly během svého geotektonického vývoje několika deformačními režimy. Převažující kompresní pohyby sávské a štýrské vráso-příkrovové fáze alpinotypní tektoniky byly v neotektonické etapě miocénu, pliocénu a kvartéru nahrazeny převážně tenzními blokovými pohyby (URBÁNEK, LACIKA, 1998; HARČÁR, 1997). Na stávající strukturní pattern se naložila nová morfotektonická mřížka, často diskrepantní na starší struktury. Projevy strukturní polygeneze budeme dokumentovat na několika lokalitách Západobeskydského horského systému. Západní Beskydy jsou tvořeny zvrásněnými a přesunutými flyšovými komplexy magurského, slezského a částečně podslezského příkrovu. Během příkrovové tektoniky na rozhraní oligocénu a miocénu a posléze v bádenu došlo k významným horizontálním přesunům mezozoických a paleogenních sedimentů. Alpinotypní tektonika podmínila několik významných aspektů dalšího vývoje reliéfu. V první řadě došlo k vlastní plikativní deformaci sedimentárních komplexů a k jejich zvrásnění. Druhým významným procesem bylo, že během příkrovových pohybů se dostaly do kontaktu horniny o různé geomorfologické hodnotě. Stejně významným důsledkem byla geneze puklinových systémů a zlomů. Tyto strukturní prvky byly v pozdější 241
neotektonické etapě do různé míry přetransformované kernými germanotypními pohyby. Morfostrukturní analýza oblasti Západních Beskyd prokázala, že transformace příkrovových struktur mladými blokovými pohyby nebyla na celé ploše studovaného území stejně intenzivní. Prakticky úplná germanotypní transformace příkrovových struktur proběhla v jihozápadní části Západních Beskyd na kontaktu s Fryštáckou brázdou a naopak v severovýchodní části v širším okolí tektonického prolomu Jablunkovské brázdy. V těchto územích je morfologická individualizace hlavních forem reliéfu příčná na směr starších alpínských deformací. Obr. 1: Schematické vyjádření morfostrukturní polygeneze Vnějších Západních Karpat. Hostýnské vrchy při kontaktu s Fryštáckou brázdou představují z hlediska morfostrukturní polygeneze modelové území. Vnitřní stavba pohoří je dána střídáním antiklinál a synklinál směru ZJZ VSV, které vznikly během kompresní tektoniky v sávské a pravděpodobně i štýrské orogenetické etapě. V dnešní době indikuje průběh vrásových struktur uspořádání strukturních hřbetů (monoklinální hřbety a hřbety typu hog back ) a os subsekventních údolí (Obr. 2). Ve směru staré vrásové stavby jsou výrazně usměrněny horní 242
úseky Ráztoky (zdrojnice Rusavy), Ratibořky (levý přítok Vsetínské Bečvy) a celá řada kratších údolí. Vrásová stavba je výrazným morfostrukturním rysem reliéfu Hostýnských vrchů, jedná se však o stavbu starou. Vrásové deformace nebyly posledním typem tektonických deformací v geologické historii vymezeného území. Důkazem jsou mimo jiné četné projevy inverze reliéfu. Dnešní morfologické projevy vrásových struktur Hostýnských vrchů jsou odrazem selektivní denudace litologicky pestrého flyše ra čanské jednotky magurského příkrovu. Systém vrás je v jihozápadní části Hostýnských vrchů přerušen nápadnou diagonální strukturou směru SZ JV. Na staré vrásy se zde nápadně nakládá mladší disjunktivní tektonika spojená s přítomností geologicky doloženého holešovského zlomu. Zlom, jehož aktivita se předpokládá i v kvartéru, podmínil průběh facetovaného okrajového svahu Hostýnských vrchů a směr tektonického prolomu Fryštácké brázdy se zakleslými pliocenními sedimenty. Doprovodným projevem přítomnosti zlomu jsou pravoúhlé ohyby u toků křižujících zlom (např. Dřevnice). Na holešovském zlomu končí morfologický projev starých vrásových struktur. Ty pokračují na dně Fryštácké brázdy jako geologické struktury bez morfologických projevů. Obr. 2: Grafické vyjádření digitálního modelu terénu západní části Západních Beskyd. Vrásové struktury Hostýnských vrchů jsou na západě uťaté na holešovském zlomovém systému Fryštácké brázdy. Ve východní části Západních Beskyd lze projevy starších alpínských deformací sávské a štýrské fáze doložit průběhem strukturních hřbetů 243
a subsekventních údolí směru Z V, ZSZ VJV a ZJZ VSV. Nejmarkantnější je toto uspořádání v kontaktní zóně magurského a slezského příkrovu, kde došlo k selektivní denudaci odolných pískovcových a slepencových vrstev istebňanského souvrství (svrchní křída paleocén), cięzkowického pískovce a soláňského souvrství (Obr. 3). Velmi nápadné je čelo magurského příkrovu, které má charakter escarpmentu založeného na vrstevních čelech soláňského souvrství (paleocén eocén). Monoklinální hřbety ve frontální části magurského příkrovu se táhnou od sedla Bumbálka v Moravskoslezských Beskydech přes severní pásmo Turzovské vrchoviny až k Jablunkovskému průsmyku. Zajímavým projevem starší tektoniky v oblasti Moravskoslezských Beskyd je tzv. javornická brachysynklinála, která je dnes ve zřetelné inverzní pozici a tvoří kerně modifikovanou elevační zónu Velkého Javorníka jihozápadně od Frenštátu pod Radhoštěm (ROTH a kol., 1973). Obr. 3: Grafické vyjádření digitálního modelu terénu (tzv. stínovaný reliéf) východní části Západních Beskyd. Jihozápadní část obrázku představuje příklad pasivního vlivu starší alpinotypní tektoniky na kontaktu m agurského a slezského příkrovu se systémem strukturních hřbetů. Směrem k západu roste intenzita blokového rozpadu slezského příkrovu. Bílé šipky poukazují na průběh nelineárního rozhraní po vnějším obvodu klenbové morfostruktury Lysé hory. 244
Směrem na sever a na jih do vlastní masy slezského a magurského příkrovu jsou přímé i nepřímé projevy alpínských deformací méně zřetelné. Na strukturně litologickou predispozici se zde nakládá mladší germanotypní stavba. Jejími produkty jsou různě velké neotektonické bloky, jejichž rozměry se pohybují řádově v rozmezí od 0,5 km 2 až několika desítek km 2. Mladá bloková stavba byla prokázána morfometrickými metodami, analýzou digitálního modelu a dat dálkového průzkumu Země. Stupeň ovlivnění mladými blokovými pohyby roste v rámci slezské jednotky směrem od západu k východu (Obr. 3). Zlomy podél kterých docházelo k přestavbě morfostrukturního plánu kulminační oblasti Moravskoslezských Beskyd jsou v západní polovině území směrově zhruba totožné se strukturními prvky alpínských deformací (tj. směry JZ SV, ZJZ VSV a Z V), směrem na východ však roste morfologická vyhraněnost příčných defomací směru SZ JV a SSZ JJV. Příčné deformace se uplatňují velmi výrazně v okolí mladého prolomu Jablunkovské brázdy. Za zcela přetransformovanou část slezského příkrovu lze považovat území klínovité hrástě Ropické rozsochy a stupňovité hrástě Slezských Beskyd. Okrajová zóna mezi prolomem Jablunkovské brázdy a Moravskoslezskými Beskydami má charakter mozaiky stupňovitě uspořádaných bloků, které jsou omezeny morfologicky patrnými zlomy, jejichž kvartérní aktivita byla prokázána mimo jiné i geofyzikálním průzkumem (PÁNEK, DURAS, 2002). Specifické postavení v morfostrukturním plánu Západních Beskyd má širší okolí nejvyššího vrcholu české části Západních Karpat Lysé hory (1 323 m). Původně monoklinální těleso dílčího godulského příkrovu se zde v reliéfu prakticky neprojevuje. Analýzou textury údolní sítě, uspořádání zarovnaných povrchů, digitálního modelu terénu a dat DPZ byla potvrzena klenbová (resp. hrásťo klenbová) stavba Lysohorské rozsochy (Obr. 3). Klenba zaujímá prostor mezi vrcholy Lysá hora (1 323 m) a Travný (1 203 m). Identifikací širšího okolí klenby Lysé hory (1 323 m) bylo zjištěno nápadné nelineární rozhraní, které je vyvinuto v širším okolí klenby (Obr. 3). Jedná se pravděpodobně o starší klenbovou (případně megaantiklinální) deformaci, která postihla území v ranných etapách neotektonického vývoje před kernou transformací v pliocénu a kvartéru. Vnější Západní Karpaty představují území s různým stupněm transformace alpínských příkrovových struktur. Stupeň ovlivnění mladou příčnou kernou tektonikou je v rámci Západních Beskyd největší na jejich západním a východním okraji. Nejmarkantnější projevy starých příkrovových deformací jsou v kontaktní zóně magurského a slezského příkrovu. Staré vrásové deformace se v pasivní morfostruktuře území projevují nejlépe v magurském příkrovu (Hostýnsko vsetínská hornatina, Turzovská vrchovina). Kulminační partie Moravskoslezských Beskyd se v neotektonické etapě vyvíjela pravděpodobně jako klenba, respektive jako hrásťová klenba. 245
Literatura DEMEK, J. (1987): Obecná geomorfologie, Academia, Praha, 480 s. HARČÁR, J. (1997): Problémy morfoštruktúrnej analýzy Nízkých Beskyd. In HARČÁR, J., Nižňanský, B. (1997): Zborník z konferencie Krajina východného Slovenska v odborných a vedeckých prácach. Prešov, s. 105 110. MAZÚR, E. (1976): Morphostructural features of the West Carpathians. Geografický časopis, 28,2, Bratislava, s. 101 111. PÁNEK, T., DURAS, R. (2002): The Morphotectonics of the Eastern Marginal Slope of the Ropice-Range (The Moravskoslezské Beskydy Mts.). Moravian Geographical Reports. Vol. 10, 2, Brno. s. 20 27. ROTH, T. a kol. (1973): Vysvětlující text ke geologické mapě 1 : 25 000, list M-34-85-A-d (Frenštát), MS Geofond, Praha. SUMMERFIELD, M. A. (1991): Global Geomorphology. Longman Burnt Mill, Harlow, 537 s. URBÁNEK, J., LACIKA, J. (1998): Morfoštruktúry Západných Karpát. Acta Facltatis Studiorum Humanitatis et Naturae, Prešov, s. 248 258. Summary Morphostructural polygenesis of the Outer West Carpathians (on the example of the West Beskydy Mts.) Outer West Carpathians represent the area with a different stage of transformation of Alpine nappe structures. Within the West Carpathians the stage of influence by young transverse fault tectonics is the biggest on its western and eastern edges. The most conspicuous displays of old nappe deformations can be observed in the contact zone of Magura nappe and Silesian nappe. Old fold deformations in the passive morphostructure show up best in Magura nappe (Hostýnskovsetínská Highlands, Turzovská Highlands). Parts of culmination of the Moravskoslezské Beskydy Mts. developed in neotectonic stage presumably as vault, or as horst-vault as the case may be. 246