Sedimentární pánve

Sedimentární pánve jsou oblasti v zemské kůře, ve kterých dochází k akumulaci sedimentů do takové míry, že se běžně zachovávají po dlouhá geologická období. Často jsou to prohlubně nejrůznějších tvarů a rozměrů, nejčastěji desítky či stovky kilometrů rozsáhlé oblasti. Každá sedimentární pánev má svůj akomodační prostor, což je prostor, který lze vyplnit sedimenty a pánev tak zcela naplnit. V případech, kdy má pánev tak velký akomodační prostor, že nestíhá být vyplněna sedimenty, mluvíme o tzv. hladovějící pánvi. Typickým příkladem hladovějících pánví jsou mořské pánve. Mořské pánve obecně jsou ilustrativním příkladem sedimentárních pánví. V následujících odstavcích tedy budu zákonitosti týkající se sedimentárních pánví popisovat především na mořských pánvích.

Mořské pánve mohou být vyplňovány sedimenty o mocnosti několika kilometrů. K tomu je však potřeba, aby pánev poklesávala (subsidovala). K poklesávání pánve může docházet vlivem akumulace sedimentů v pánvi, kdy je pánev nucena poklesávat vlastní vahou (loading). Podobně může pánev a zemská kůra obecně poklesávat vlivem i několika kilometrů mocných ledovců či příkrovů, které se na ni nasouvají nebo vlivem termální expanze, kdy je zemská kůra prohřívána žhavým materiálem stoupajícím z pláště, ztenčuje se a pod vlastní vahou se prohýbá do zemského pláště. V případě mořských pánví platí, že pokud se v nich ukládaly velmi mocné soubory sedimentárních hornin (tisíce metrů), znamená to, že tato pánev musela poklesávat a nebo musela růst hladina moře (rostl akomodační prostor).

Je-li mezi přínosem sedimentu a tvorbou nového akomodačního prostoru rovnováha, dochází k agradaci, kdy směrem do nadloží nepozorujeme v sedimentárním záznamu žádné změny. Pokud je však přínos sedimentů do mořské pánve vyšší než je pánev schopna uskladnit, je zcela vyplněna sedimentem a v sedimentárním záznamu pozorujeme progradaci (posun pobřežních facií směrem do pánve). Naopak je-li přínos sedimentů do mořské pánve nižší než nárůst akomodačního prostoru, došlo k retrogradaci (posunu pobřežních facií směrem na pevninu). Výrazné změny výšky mořské hladiny jsou nejčastěji řízeny deskovou tektonikou (tektonoeustáze). Menší a častější výkyvy výšky mořské hladiny (do sta metrů) souvisí spíše se změnou objemu vody v mořích v důsledku nárůstu či natavování ledovců (glacioeustáze). Mezi deskovou tektonikou nebo klimatem a výškou hladiny moře je tedy úzký vztah.

V dalším vývoji jsou pánve často deformovány a mohou se v rámci svého vývoje i změnit v jiné typy pánví, například vlivem srážky kontinentů. Už z těchto úvodních odstavců je zřejmé, že vznik a vývoj sedimentárních pánví je řízen především deskovou tektonikou. Právě podle zákonitostí deskové tektoniky tak rozlišujeme sedimentární pánve podle typu kůry, na které se nacházejí (kontinentální, přechodná nebo oceánská), podle jejich pozice v rámci litosférických desek (pánve vnitrodeskové a pánve na okrajích desek) a případně podle typu nejbližšího rozhraní mezi litosférickými deskami (pánve poblíž divergentního nebo konvergentního rozhraní).

Vnitrodeskové poklesové (prohybové) pánve

Jako vnitrodeskové pánve označujeme takové pánve, které nacházíme uprostřed kontinentální kůry. Jsou zpravidla velmi rozsáhlé a poklesávají jen velmi pomalu. Extenzní tektonika (rozšiřování) se na jejich vzniku podílí jen drobně. Vznikají na místech, kde je kontinentální kůra zúžena. Najdeme je též na kratonech, kde se označují jako platformy. Jsou velmi vyhledávané z hlediska těžby ropy, nachází se v nich 25% všech ropných rezerv. Ukládají se v nich kontinentální, lakustrinní nebo mělkomořské sedimenty. Často se na typu sedimentace podílí klimatické změny pozorovatelné např. v zastoupení karbonátů, evaporitů, uhelných sedimentů nebo tillitů. Mezi vnitrodeskové pánve zahrnujeme také epeirická a epikontinentální moře, tedy mělké mořské pánve pokrývající kontinent. Příkladem takové pánve na našem území může být česká křídová pánev.

Vnitrozemské příkopy a rifty

Vnitrozemské příkopy jsou úzké protáhlé pánve, které mohou být symetrické a omezené zlomy z obou stran nebo mohou být asymetrické (graben) a zlomy omezené pouze z jedné strany (halfgraben). Typickým příkladem takové pánve typu halfgraben na našem území je boskovická brázda. Riftové pánve vznikají na divergentním rozhraní, kdy se tektonické desky pohybují od sebe. Jsou úzké, protáhlé a někdy jsou z části zaplněné vodou. Příkladem může být oblast Východaafrického riftu, kde bychom našli velké množství riftových pánví. Je-li tento typ pánve úspěšný, může vést až k odtržení obou desek, mezi kterými se začne rozevírat moře, které může později utvořit nový oceán (sea floor spreading). Příkladem úspěšné riftové pánve je Rudé moře. Neúspěšné riftové pánve označujeme jako zakrnělé.

Fosilní divergentní desková rozhraní jsou zaznamenány v sedimentárních a vulkanosedimentárních výplních riftových pánví a pánví pasivních kontinentálních okrajů, nebo jejich reliktech. Dómovité vyklenutí iniciálního kontinentálního riftu je někdy dokumentováno erozí. Směry říčních sítí ukazují koncentrickou stavbu se smyslem proudění od centra riftingu. Následná fáze rychlé subsidence korových bloků je indikována sedimentací obrovských mocností kontinentálních siliciklastik (aluviální kužely, jezerní sedimenty) a posléze mořskou transgresí. Fáze kontinentálního riftingu je doprovázena žilnými a výlevnými produkty bazického alkalického magmatismu. Mezi první mořské sedimenty na riftu patří velmi často evapority. Po odtržení kontinentálních bloků je riftový vulkanosedimentární komplex typicky zachován na jednom z pasivních okrajů, které lemují mladý oceán.

Spreadingová centra - středooceánské hřbety - se vyznačují silnou magmatickou a hydrotermální aktivitou, která převažuje nad sedimentací. Typickými produkty magmatismu jsou primitivní bazaltoidní deriváty - oceánské tholeiity. Hlavním zdrojem materiálu pro sedimentaci je pelagický snos z vodního sloupce. Protože většina středooceánských hřbetů se tyčí nad úroveň CCD, často na nich sedimentují pelagické karbonáty. Magmatickou a hydrotermální alterací karbonátových pelagitů vznikají specifické horniny - ofikarbonáty. Vlivem termální subsidence klesá oceánské dno, vzdalující se od spreadingového centra, pod CCD a začínají převládat nekarbonátové pelagity (zelené a rudé jíly, radiolariová bahna).

Pánve na pasivním kontinentálním okraji

Pánve na pasivním okraji jsou asymetrické a utváří se na všech okrajích kontinentů, kde nedochází k subdukci. Kůra je zde zatížena sedimenty, a proto pánev neustále poklesává. Centrum pánve leží asi v hloubce 2-3 km. Najdeme zde i několik kilometrů mocné sedimenty, mezi nimiž mohou být deltové, šelfové a hlubokomořské sedimenty. Sedimenty těchto pánví bývají v budoucnu začleněny do stavby pásemných orogénů a do akrečních klínů.

Oceánské poklesové pánve

Mezi středooceánským hřbetem a přechodným typem kůry se na oceánské kůře utváří oceánské poklesové pánve. Protože jsou velmi daleko od kontinentů, nejsou často kompletně vyplněny a jsou typickým příkladem hladovějících pánví. K přínosu materiálu dochází především díky turbiditním proudům. Převažují zde siliciklastické jíly, písky ale i karbonátová klastika. Velkou roli při transportu hraje morfologie dna. Do sedimentace rovněž zasahuje vulkanismus.

Pánve vázané na subdukci

Sedimentární pánve se utvářejí také na svazích hlubokomořských příkopů v blízkosti subdukujících desek. K ukládání sedimentů zde dochází dvojí cestou - z kontinentu a z vodního sloupce (dekantace, vypadávání ze suspenze). Dále rozeznáváme pánve předobloukové, vnitroobloukové a zaobloukové.

Předobloukové pánve se utváří mezi hlubokomořským příkopem a vulkanickým (ostrovním) obloukem (leží na oblouku nebo na akrečním klínu). Ukládají se v nich relativně mělkovodní sedimenty (mělkomořská siliciklastika a karbonáty). Na vulkanickém (ostrovním) oblouku i na aktivním okraji kontinentu nad subdukční zónou dochází k vulkanismu, který je typicky alkalický a intermediální (vylévají se andezity).
Vnitroobloukové pánve se utváří díky extenzi v rámci vulkanického oblouku, leží tedy na vulkanického oblouku nebo (později) mezi dvěma oblouky.
Zaobloukové pánve pak vznikají díky extenzi za vulkanickým obloukem na kontinentální ale i na oceánské kůře (příkladem může být Japonské moře). Najdeme zde převážně hlubokomořské a vulkanoklastické sedimenty.
Retroarkové pánve jsou ekvivalentem zaobloukových pánví, ovšem je pro ně charakteristický kompresní (nikoli extenzní) režim. Část sedimentů je tak v průběhu času nasunuta až do centra kontinentu.

Transformní pánve a příkopy

Zvláštním typem pánví, které se utváří na transformním rozhraní (kde se vůči sobě desky pohybují horizontálně), jsou transformní pánve a transformní příkopy. Rozlišujeme režim transtenzní, kdy se desky pohybují směrem od sebe a režim transpresní, kdy se pohybují proti sobě. Na našem území se můžeme setkat s vídeňskou pánví, což je pánev typu pull-apart (typ transtenzní strike-slip pánve). Z leteckého pohledu má vídeńská pánev čočkovitý tvar a je omezena zlomy, mezi nimiž vzniká volný prostor. Dosahuje hloubky až 5,5 km.

Pánve vázané na kolize

S horotvornými činnostmi jsou spojeny následující pánve: Reliktní oceánské pánve (vznikají uzavíráním oceánu), pánve piggyback (pánve nesené na příkrovech), vnitrohorské pánve (u kterých se charakter sedimentace mění z mělkomořského ve fluviální až aluviální) a v neposlední řadě pánve předpolní - vznikají prohnutím kontinentální desky v předpolí nasouvajících se příkrovů orogénu. Příkladem reliktních oceánských pánví, které se nejprve vyvíjely jako hlubokooceánské pánve a poté byly začleňovány do příkrovů orogénů, je flyšové pásmo Západních Karpat. Příkladem předpolní pánve na našem území je karpatská předhlubeň, což je celá soustava pánví ležících na čele (v předpolí) karpatských příkrovů. Jsou to pánve molasové, u nichž se mořská sedimentace postupně měnila v sedimentaci jezerní.

Flyš je termín pro rytmicky se střídající vrstvy pískovců, prachovců a jílovců, které byly ukládány turbiditními proudy v hlubokomořském prostředí. Ve velkém měřítku vzniká flyš při kolizích kontinentů (při orogenezích), kdy se na okraji kontinentu utváří akreční klín. Na našem území se setkáme s flyšem kadomským (štěchovická skupina barrandienského proterozoika), variským (karbonský kulm) a alpinským (karpatským, druhohorní a třetihorní flyšové pásmo Západních Karpat).
Molasa je termín pro sedimenty ukládané v kontinentálním prostředí erozí orogénů (pásemných pohoří). Ukládají se typicky v předpolí příkrovů. Na našem území se setkáme především s alpinskou molasou, která vyplňuje karpatskou předhlubeň vnějších Západních Karpat.

Vnitrohorské pánve jsou finálním stádiem vývoje orogénů (pásemných pohoří). Poté, co je ukončeno jejich vrásnění, začnou se pásemná pohoří propadat pod vlastní vahou. Vytvoří se zlomy a příkopy, protáhlé úzké pánve, ve kterých nejprve dochází k ukládání pobřežních či mělkomořských sedimentů, následně fluviálních a aluviálních. Také v tomto případě máme na území ČR zástupce - panonskou pánev, která k nám zasahuje svou severozápadní částí. Panonská pánev leží v jihovýchodní části střední Evropy, vznikla vysycháním moře v době pannonu (pozdní miocén). Jedná se o seskupení několika vnitrohorských pánví, které se utvářely v oblasti Karpatského oblouku v místě nejnižší mocnosti kontinentální kůry.

Pro stadium zralého a starého oceánu je charakteristický výskyt abysálních oceánských pánví - širokých rovin ve kterých jedinými zdroji sedimentačního materiálu jsou převážně biogenní sedimentace z vodního sloupce, ojedinělé turbiditní proudy a rozpad vulkanického materiálu oceánské kůry. Pro tyto pánve jsou tedy typické pelagické, převážně biogenní sedimenty (karbonátové nebo křemité, v závislosti na poloze vůči CCD).

Subdukční zóny jsou v horninovém záznamu indikovány sedimenty, které se hromadí v okolí hlubokomořského příkopu. Patří k nim sedimentární asociace typicky tvořená hlubokovodními sedimenty podmořských vějířů a pelagickými sedimenty (tzv. flyš, viz. kapitola 1.4.2.1.). Tyto sedimenty jsou vlivem konvergence desek shrnovány do podoby akrečního klínu. Do akrečního klínu jsou shrnovány také sedimenty oceánského dna podsouvané desky, malé magmatické fragmenty oceánské kůry a sedimenty přemístěné gravitačními procesy z prostoru magmatického oblouku i podsouvané desky. Tato vulkanosedimentární směs je kompresně drcena do podoby tektonické megabrekcie - melanže. Do akrečního klínu jsou díky procesu obdukce vzácněji shrnuty i rozsáhlé šupiny oceánské kůry, často několikakilometrových mocností - tzv. ofiolity (Obr. 10). Ofiolitový sled je tvořen v idealizovaném řezu na bázi ultramafickými horninami, peridotity, serpentinity aj., v nadloží gabry a žilnými intruzemi, čedičovou lávou s polštářovou strukturou a oceánskými sedimenty. Extrémní podpovrchové tlaky metamorfují sedimenty, zavlečené do subdukční zóny, do charakteristické vysokotlaké nízkoteplotní metamorfní asociace s minerálem glaukofánem (facie modrých břidlic).

Mezi magmatickým obloukem a vlastním příkopem se často vytváří tzv. předoblouková pánev, ve které se ukládají relativně mělkovodní sedimenty (mělkomořská siliciklastika a karbonáty). Pro vlastní magmatický oblouk, jak ostrovní oblouk tak aktivní okraj kontinentu, je typický alkalický intermediární vulkanismus (andezity). Mechanismus konvergence desek a subdukce oceánské litosféry vede k vzniku mnoha dalších typů sedimentačních pánví, jejichž výčet však rozsah skript neumožňuje.

Kontinentální kolize je ve fosilním záznamu provázena sérií jevů typických pro subdukční komplexy (viz výše), které jsou zahrnuty v orogenních pásmech uvnitř jednoho kontinentálního bloku. Pro kontinentální kolizi je typický časový přechod od hlubokovodní sedimentace v prostředí podmořských vějířů a prostředí pelagickém v reziduálních oceánských pánvích (flyš, viz. kapitola 1.4.2.1.) do relativně mělkovodní sedimentace v předhlubních (molasa, viz. kapitola 1.4.2.1.). Původně oddělené kontinenty, lišící se svým předkolizním vývojem, jsou po kolizi odděleny suturou - linií bývalé subdukce s tektonickými melanžemi, ofiolity a vysokotlakými nízkoteplotními metamorfity.

Dva kontinentální bloky nebo jejich fragmenty mohou být spojeny také podél transformního zlomu. Rozsáhlé horizontální posuny podél transformních zlomů jsou často příčinou generace sedimentačních pánví (transtenzní pánve), které jsou charakteristické malým plošným výskytem, velmi rychlou subsidencí a rychlým vyplněním různorodými sedimenty.

Kontinentální litosféra je v současnosti rozptýlena do mnoha větších či menších kontinentů. Je však doloženo, že v určitých časových intervalech geologické minulosti byla kontinentální litosféra seskupena do obřích superkontinentů, obecně nazývaných Pangea. Zbytek zemského povrchu tvořil ve stejných intervalech obří superoceán obecně nazývaný Panthalassa. Opakované seskupování kontinentální hmoty do superkontinentů je způsobeno Wilsonovým cyklem. Jeho etapy zahrnují rifting a rozpad superkontinentu, etapu mladých oceánů ohraničených pasivními okraji, etapu starých oceánů se subdukčními zónami a etapu kontinentálních kolizí vedoucí ke vzniku nového superkontinentu. Kompletní jeden Wilsonův cyklus trvá v průměru několik set milionů let. S jediným kontinentem, Pangeou, se evidentně setkáváme např. v nejsvrchnějším proterozoiku a dále během permu a triasu.

Ložiska uhlí

Pro období karbonu tolik typické černé uhlí má svůj původ v rozsáhlých sedimentárních pánvích, které splňovaly podmínky kladené na růst vegetace i na jeho následnou karbonifikaci. Ideální pánve byly zaplaveny vodou a v průběhu času poklesávaly. V takových pánvích mohla probíhat přeměna v uhlí ve velkém - na velké ploše a po dlouhý čas. Na našem území se setkáme se dvěma základními typy takových pánví. Jsou to pánve paralické a limnické.

Paralické (přímořské) pánve, ve kterých byl sladkovodní (kontinentální) sedimentační režim střídán dočasnou, periodicky se opakující mořskou sedimentací.
Limnické (vnitrohorské sladkovodní) pánve vznikaly na kontinentu mezi horskými hřbety. Sedimentace je ryze sladkovodní - většinou se jednalo o jezerní až bažinatá prostředí.

Ložiska ropy a zemního plynu

Většina ložisek ropy vznikla ze zelených řas, rozsivek, obrněnek a kokolitek. Jejich organická těla, případně i schránky, se ukládají na mořském dně v jemnozrnných sedimentech. Vzniká sapropelové bahno. Aby vznikla ložiska ropy a zemního plynu, musí se tyto sedimenty dostat do větších hloubek. To zajišťuje subsidence pánve. Sedimenty se dostávají do hloubek několika málo kilometrů, kde panují vyšší teploty a tlaky, při kterých se organická hmota přetváří v tuhou nerozpustnou hmotu nazývanou kerogen, který se poté přeměňuje na bitumen. Teplota však nesmí být vyšší než asi 180 °C a tlak nesmí přesáhnout hodnotu asi 150 MPa. Po určité době se tedy subsidence pánve musí zastavit. Teprve po několika milionech letech vznikne z bitumenu ropa. Nejmladší známá ropa je pliocénní, je stará asi 5 až 10 milionů let. Vznikla za velmi rychlé subsidence v místech s vysokým tepelným tokem. Naopak nejstarší známá ropa vznikla v sedimentárních horninách jurského stáří, může mít více než 100 milionů let. Ropa na území dnešní Moravy je jurského a místy paleogénního stáří - vznikla především v na organickou hmotu bohatých mikulovských slínovcích.

Ropa poté obvykle z matečné horniny uniká - jedná se o tekutinu, která je schopna migrovat horninovými tělesy. Tato tělesa (obvykle vrstvy sedimentárních hornin) však musí být propustná. V zemské kůře panuje tlak, který ji nutí využívat pórů v sedimentárních horninách k migraci k povrchu. Ropa využívá nejen póry, ale i pukliny a zlomy. Pokud je ropa uvězněna v matečné hornině nebo podléhá další subsidenci, přeměňuje se na metan, který se může rozptýlit a nebo může dát vzniknout ložisku zemního plynu. Obvykle ropa putuje kolektorovou (propustnou) vrstvou, která je zvodnělá. Ropa i zemní plyn mají nižší hustotu než voda, proto prosakují vzhůru. V oxidačních podmínkách se však veškerá ropa a zemní plyn mění na oxid uhličitý. Pro vznik ložisek je tedy důležité, aby ropa zůstala v zemské kůře.

V ideálním případě se ropa a zemní plyn stovky i tisíce let akumulují a vznikají ropné pasti. Jsou to oblasti ohraničené nepropustnými horninami, které dovolují vznik ropných ložisek. Často se ropné pasti utvářejí ve vrcholech vrás (pod kopulí nepropustné vrstvy) nebo na zlomech (kdy je obklopena nepropustnými vrstvami - izolátory). Nejčastějšími izolátory jsou jílovité vrstvy nebo evapority. Platí, že nejvyšší část pasti zaujímá zemní plyn, ropa je pod ním. Většina ložisek ropy a zemního plynu na území ČR leží v pastech vídeňské pánve, případně vranovického a nesvačilského příkopu (kde leží nejvýznamnější ložisko v ČR, pod obcí Dambořice).