Stratigrafii („stratigraphie"
- A. d'Orbigny 1852) někdy též stratigrafickou geologii („stratigraphical
geology" - W Smith 1817) chápeme jako
geologickou vědu studující prostoročasové vztahy geologických těles. Zatímco
prostorovou rozlehlost těchto těles můžeme zjistit poměrně snadno metodami
měření trojrozměrného prostoru, je měření časového rozměru a jeho srovnávání u
různých těles a procesů (korelace) problémem podstatně složitějším.
Čas ve stratigrafii (a tedy i v celé geologii) má status operačního fenoménu daného nezvratností geologických a biologických procesů probíhajících na naší planetě. Jeho průběh je charakterizován jednosměrnou šipkou běžící od počátku historie Země k současnosti a zachycen konkrétní posloupností všech jevů, forem, znaků a jejich změn v horninách. V tomto smyslu je také časem přírodním. Není tedy pouhou abstraktní mírou, ale je spojen s materiálními procesy a jejich proměnlivostí. Jeho ráz vyplývá z vlastností všech přírodních otevřených systémů, jimiž proudí energie a hmota, a které se vyvíjejí tvorbou nových struktur, aniž by sledovaly beze zbytku stejnou nebo jednou již prošlou cestu. Geologické a biologické procesy na naší planetě vytvářejí během jejího vývoje neustále odchylné struktury různého velikostního řádu, jejichž posloupnost nám tedy udává směr času ve stratigrafii. Znaky hornin obsahují informaci o době zápisu do geologického záznamu a o procesech, které je formovaly. K nejzřetelnějším znakům patří např. petrografické složení a paleontologický obsah horniny, stupeň petrifikace, metamorfózy či tektonického postižení. Znaky téhož procesu se mohou zapsat v horninách velmi rozmanitě, s různou intenzitou a různým výsledkem.
Stratigrafie určuje jednak relativní
stáří geologických těles a procesů (tzv. relativní stratigrafie) a
jednak jejich skutečné stáří (tzv. absolutní stratigrafie - geochronologie).
Metody číselného datování využívají nejrůznějších postupů (především
stanovení rychlosti fyzikálních, chemických a biologických procesů
zaznamenaných v horninách) ke zjištění stáří hornin vyjádřeného číselně v rocích. Známe-li rychlost sledovaného procesu, pak z průběhu jeho záznamu
(např. počet uložených sezónních mikrorytmů v
sedimentech, četnost štěpných stop v minerálech) vypočítáme délku trvání
záznamu, popřípadě jeho stáří. Jejím principem je vyjádřit stáří hornin
číselně v rocích. Počátek číselného datování je konvencionálně
stanoven rokem 1950. Pro číselné datování událostí před r. 1950
se používají 3 kategorie jednotek: Ka
(kilo-annum) = 103, Ma
(mega-annum) = 106, Ga
(giga-annum) = 109 roků. Uvedené
zkratky se však nepoužívají k vyjádření doby trvání geologických dějů
(délky sedimentace nebo průběhu orogenetických fází apod.), ale zejména se
používají k datování hranic (např. hranice křída/paleogén je datována 65 Ma). Např. uvádíme, že nejspodnější stupeň paleogénu dan má spodní hranici 65 Ma a
horní hranici 61 Ma a trval tedy 4 miliony let
(nikoliv 4 Ma).
Radiometrická metoda
Nejznámější metodou s největším
rozsahem dat je radiometrická metoda. Využívá jako časomíry samovolného
rozpadu radioaktivních prvků v minerálech. Atomová jádra těchto
prvků spontánně vystřelují částice alfa (nabitá heliová jádra) a beta
(elektrony), uvolňují záření gama (elektromagnetické mění) a produkují dceřinné prvky. Tento proces je v
čase konstantní, takže je možno pro výpočet použít známý „poločas rozpadu",
tj. dobu, za kterou se rozpadne polovina atomů daného prvku (tab. 1). Ze
vzájemného poměru mateřského a dceřinného
prvku lze pak vypočíst dobu, která uplynula od vzniku minerálu (nejčastěji se
používá zirkon) obsahujícího mateřský radioaktivní prvek.
Tab. 2.1.1 Přehled hlavních izotopů používaných při radiometrickém
datování.
Izotop |
Dceřinný izotop |
Poločas rozpadu (109 let) |
Rozsah datování (Ma) |
Materiál používaný k datování |
40K |
40Ar |
1,250 |
1 až > 4500 |
muskovit, biotit, K-živce ap. |
87Rb |
87Sr |
48,8 |
10 až > 4500 |
muskovit, biotit ap. |
147Sm |
143Nd |
1,06 |
> 200 |
muskovit, biotit ap. |
176Lu |
176Hf |
3,5 |
> 200 |
muskovit, biotit ap. |
232Th |
208Pb |
14,01 |
10 až > 4500 |
monazit, apatit |
235U |
207Pb |
0,704 |
10 až > 4500 |
zirkon, monazit, apatit |
238U |
206Pb |
4,468 |
10 až > 4500 |
zirkon, monazit, apatit |
|
14N |
5730 let |
< 80 000 let |
tkáň rostlin a živočichů, jejich schránky, zuby,
kosti, voda, led |
Radioaktivního rozpadu prvků využívá i metoda tzv. štěpných stop. Studuje destrukční dráhy (délky řádově tisícin milimetrů) ve vnitřní stavbě minerálů způsobené procházejícími fragmenty štěpení. Četnost těchto stop na dané ploše je úměrná stáří minerálu.
Vzhledem k omezeným možnostem použití radiometrických metod byly v posledních letech hledány též jiné způsoby umožňující stanovení absolutního stáří geologických těles. Využívají událostí nebo jevů, které se projevily a uplatnily v celosvětovém nebo v interkontinentálním měřítku. Jednou z takových metod je magnetostratigrafie.
Metoda vychází z přirozených magnetických vlastností hornin, tj. z přirozené remanentní magnetické polarizace a magnetické susceptibility. Využívá orientaci magnetických minerálů podle indukčních čar magnetického pole Země, nabytou při krystalizaci z magmatu nebo při sedimentaci v klidném prostředí.
Polarita magnetického pole Země se v geologické minulosti mnohonásobně měnila a její záznam v horninách proto reprezentuje škála trvalých změn. Polarita shodná s dnešní se považuje za normální (N), opačná za inverzní (R). Přepólování jedné polarity v druhou je vůči dobám trvání normální a inverzní polarity časově zanedbatelný úsek (5 – 40 tisíc let). Souhrnná škála těchto změn, získaná měřením především na čedičích středooceánských hřbetů, kalibrovaná údaji radiometrického stáří, se používá jako standard pro srovnání s naměřenými magnetickými údaji na studovaných profilech.
Uvedená metoda
se uplatňuje především v mladších obdobích historie Země (od svrchní jury
do recentu). Pracuje s jednotkami magnetostratigrafické polarizace. Základní
jednotkou škály je zóna. Zóny magnetické polarity byly zpočátku
označovány jmény význačných badatelů (Gauss), dnes jsou označovány
geografickými názvy (obr. 2.1.1), případně jsou zóny v magnetostratigrafických
škálách číslovány a jejich dílčí úseky označovány malými písmeny abecedy. Zóny
mohou být sdružovány do vyšších superzón nebo naopak
členěny do dílčích subzón.
|
Obr. 2.1.1 Paleomagnetická škála pliocénu a pleistocénu. Členění na magnetické epochy a události (eventy), černá – normální orientace magnetického pole; bílá – reverzní orientace (Ogg, 1995). |
K dalším metodám číselného
datování používaným především kvartérní geologií a archeologií patří např. dendrologie (počítání přírůstkových kruhů stromů), lichenometrie (velikost
lišejníků kolonizujících pevný substrát), termoluminiscence.
Sekvenční stratigrafie vychází
z myšlenky, že kolísání hladiny světového oceánu (eustatické pohyby)
v geologické historii zanechává v sedimentech zemské kůry záznam,
který může být využit i pro globální celosvětové korelace. Sekvenční
stratigrafie představuje studium vztahů hornin
v chronostratigrafické soustavě opakujících se geneticky příbuzných
vrstev, ohraničených plochami diskontinuity, jako jsou eroze, nedepozice, anebo
s nimi srovnatelnými (Vail et al., 1984, Michalík et al., 1999). Koncept
sekvenční stratigrafie se opírá o cyklické opakování záznamů událostí různého
významu a délky trvání, které se zachovaly v sedimentárních sukcesích.
Přestože korelace drobnějších cyklů na větší vzdálenosti je někdy dost
problematická, velké struktury depozičních systémů jsou dobře definovány právě
pomocí sekvenční statigrafie. Základní jednotkou sekvenčně – stratigrafické
soustavy je sekvence. Tato vzniká během
jednoho cyklu (tj. intervalu, ve kterém došlo k relativnímu vzestupu a
poklesu mořské hladiny). Sedimentární sekvence je definována jako
relativně konformní sukcese geneticky příbuzných vrstev, ohraničených na
povrchu a na bázi diskordancemi případně konkordancemi. Trvání těchto cyklů
(sekvencí) bylo přibližně 1 –
Sekvence bývají
členěné do tzv. systémových soustav. Mezi hlavní patří: soustava
nízkého stavu hladiny (lowstand system tract, LST), transgresívní
soustava (transgressive system tract, TST), soustava vysokého stavu
hladiny (highstand system tract, HST) a soustava sedimentů klesajícího
stavu (falling systém tract, FST). Maximální dosah hladiny během transgrese
se označuje jako povrch maximální záplavy (maximum flooding surface, mfs).
Badatelé ropné společnosti Exxon rozpracovávali tuto metodu od šedesátých let 20. století a vypracovali křivku kolísání hladiny světového oceánu (obr. 2.1.2) a její odraz v sedimentárním záznamu pro fanerozoikum. Obdržená křivka, kalibrovaná radiometrickými a magnetometrickými údaji, slouží jako standard pro korelaci vhodných, tektonickými procesy neovlivněných vrstevních sledů fanerozoika a to až v interkontinentálním měřítku.
|
Obr. 2.1.2 Křivka kolísání hladiny světového oceánu (Vaila et al., 1977). |
Relativním stářím rozumíme vzájemnou pozici geologických
těles v čase; zjišťujeme, zda geologické těleso je starší nebo mladší než jiná
tělesa. Pro stanovení relativního stáří vrstev a dalších geologických těles
byly propracovány dvě základní metody: metoda
litostratigrafická a metoda biostratigrafická. Kromě těchto dvou metod se v posledních letech
začínají uplatňovat metoda chemostratigrafická a eventostratigrafická.
Litostratigrafií rozumíme tu část stratigrafie,
která studuje relativní stáři geologických těles na základě litologických znaků
hornin a na základě vzájemné pozice těles v zemské kůře. Jejím základem je
stratigrafický zákon, pro nějž se vžil název zákon superpozice (posloupnosti
vrstev): v normálním vrstevním sledu jsou
vrstvy uložené nahoře mladší než vrstvy uložené pod nimi (obr. 2.2.1).
|
Obr. 2.2.1 Schéma uplatnění zákona superpozice v řezu (upraveno podle
Kumpery, Vašíčka, 1988) 1 až 8 -
vrstvy a výlevná tělesa s
přívodními kanály 6 od nejstarších
k nejmladším. |
Zákon formuloval dánský lékař a
přírodovědec N. Stensen (1638-1686), který
je považován za zakladatele stratigrafie. Zákon platí pouze pro normální
vrstevní sledy. V překocených vrásových ramenech, případně v některých
dalších tektonických strukturách je sled vrstev obrácený (obr. 2.2.2). Jednou z
nejobtížnějších úloh je zjištění překoceného vrstevního sledu a jeho odlišení
od normálního sledu. Úloha bývá o to složitější, že v terénu jsou v důsledku
zakrytí zvětralinami obnaženy jen části tektonických struktur, jejich ohyby
nelze většinou přímo pozorovat a jsme odkázáni na jejich rekonstrukci.
|
|
Obr.2.2.2a Schéma normálního a překoceného
vrstevního sledu v řezu izoklinální vrásou, 1 až 9 – vrstvy od
nejmladších k nejstarším (upraveno podle Kumpery, Vašíčka, 1988) |
Obr. 2.2.2b Normální a překocený vrstevní sled,
Stará Ves, spodní karbon (foto P. Skupien). |
Stanovení směru posloupnosti v sedimentárních horninách
Pro určení stratigrafické posloupnosti v sedimentech můžeme použít tři druhy kritérií - litologická, tektonická a paleontologická.
Litologická kritéria se opírají především o existenci primární vertikální anizotropie ve vrstvách, vytvořené v důsledku rozdílných fyzikálních podmínek při vzniku spodní a svrchní části vrstvy. K nejdůležitějším patří zvrstvení. Gradační zvrstvení je uspořádání zrn ve vrstvě se staticky postřehnutelným úbytkem jejich velikostí od báze vrstvy ke svrchní vrstevní ploše (obr. 2.2.3). Šikmé nebo křížové zvrstvení ukazuje na směr posloupnosti tím, že jeho laminy se ke spodní vrstevní ploše asymptoticky sbíhají, zatímco nahoře bývají následujícím proudem seříznuty (obr. 2.2.4). Konvolutní zvrstvení má ohyby lamin uspořádány tak, že jeho antikliny bývají podstatně užší než synkliny. Úlomky (intraklasty
) spodní vrstvy se mohou nacházet pouze ve vrstvě nadložní (obr. 2.2.5). Z litologických jevů umožňují řešeni posloupnosti také různé druhy nerovností spodních vrstevních ploch (hieroglyfy, obr. 2.2.6).
Obr. 2.2.4 Šikmé zvrstvení, Sandberg na Slovensku, neogén (foto P. Skupien). |
Obr.
2.2.5 Intraklasty pelitické horniny na bázi vrstvy pískovce, Hukvaldy,
svrchní křída (foto P. Skupien). |
|
Obr. 2.2.6 Pohled na spodní vrstevní plochy pískovců se
zřetelnými nerovnostmi, Sinop, Turecko, svrchní křída (foto P. Skupien). |
Nerovnosti mechanického původu (mechanoglyfy) byly vytvořeny výmolnou činností na jílovitém dně bud' částicemi vlečenými proudem při dně (vlečné nerovnosti), nebo erozní činností celého proudu (proudové nerovnosti). Vzniklé deprese v jílovitém dně byly vyplněny písčitými sedimenty, usazenými většinou proudem, který deprese vyhloubil. Po diagenezi pak vznikly výplně nerovností, které se zachovávají na spodní vrstevní ploše psamitických poloh jako drobné elevace různých tvarů (obr. 2.2.7). Tohoto znaku využíváme při určení stratigrafické posloupnosti. K mechanoglyfům patří též čeřiny (obr. 2.2.8). Zejména tvar oscilačních čeřin, které jsou nahoře zašpičatělé, slouží jako ukazatel posloupnosti; naopak proudové čeřiny lze jako indikátory posloupnosti použít jen výjimečně. Vzápětí po uložení se na spodní vrstevní ploše psamitů a psefitů na styku s podložními pelity tvoří vtisky (obr. 2.2.9). Vznikají v důsledku nerovnoměrného zatlačení rychle usazených hruběji klastických poloh do podložních nezpevněných pelitů. Vytvářejí proto nepravidelné vybouliny na spodní vrstevní ploše některých psamitických nebo psefitických poloh. Pro určení normální a překocené polohy vrstev lze použít též nerovnosti vrstevních ploch biologického původu - tzv. ichnofosilie (stopy po lezení, požerky apod., obr. 2.2.10).
|
|
Obr.
2.2.7a Nerovnosti vrstevních ploch se
nejčastěji zachovávají v podobě výplní vystupujících jako elevace ze spodních
vrstevních ploch psamitických poloh; lze podle nich rozlišit smysl
stratigrafické posloupnosti (podle Kumpery et al., 1988). 1 - výplň vlečné rýhy, 2 - výplně erozních stop přecházející do výplně erozních brázd (3), 4 - výplně zabořených stop, 5 - výplně skokových stop, 6 -směr do nadloží, 7 - směr do podloží. |
Obr. 2.2.7b Výplně erozních stop na spodní vrstevní ploše pískovce, Ostravice, spodní křída (foto P. Skupien). |
|
|
Obr. 2.2.8 Čeřiny, Vinice, ordovik (foto P. Bokr). |
Obr. 2.2.9 Vtisky na spodní vrstevní ploše. |
|
Obr. 2.2.10 Stopy po lezení organismů ba spodní vrstevní ploše pískovce, Trojanovice, svrchní křída (foto P. Skupien). |
Tektonická kritéria pro určení stratigrafické posloupnosti lze použít především v sedimentech, které podlehly intenzivnějšímu vrásnění. Vlečné vrásky vznikají v plastičtějších, nejčastěji pelitických horninách, uzavřených mezi horninami rigidními (převážně psamitickými), dvojicí sil vytvořenou při ohybovém skluzu. Vergence těchto vrásek směřuje vždy do vrcholu antiklinály. Umožňuje tak rekonstrukci vrásy a určení normálního nebo překoceného vrstevního sledu.
Paleontologické kritérium pro odlišení normálního a překoceného vrstevního sledu se opírá o druhý základní stratigrafický zákon - zákon stejných zkamenělin (viz. kapitola biostratigrafické jednotky). Jedním ze znaků normálního vrstevního sledu mohou být nálezy zkamenělin rostlin v růstové pozici (obr. 2.2.11).
|
Obr. 2.2.11 Fosilizovaný kmen plavuně v růstové pozici, svrchní karbon, Žacléř (foto P. Skupien). |
Stanovení směru posloupnosti u magmatických
hornin
Rovněž v tělesech výlevných hornin, jako jsou lávové proudy nebo příkrovy, umožňují některé jevy rozlišení normálního a překoceného sledu. V pyroklastikách, která efuzíva často provázejí, se setkáváme s jevy gradačního zvrstvení tufů. Vzniká rozdružením částic vyvržených sopkou za letu vzduchem a uspořádáním pyroklastik od hrubozrnných sopečných aglomerátů přes písčité tufy, popelové tufy až po vápence usazené v době sopečného klidu. Povrch lávových proudů a příkrovů bývá vyznačen jevy, které mají původ ve styku lávy s atmosférou. Na povrchu se tvoří zvláštní formy lávy - láva pahoe-hoe, aa-láva (bloková), pillow láva (polštářová). Svrchní část proudu bývá rozpukaná a zející pukliny bývají vyplněné lávou nadložního tělesa nebo mladšími sedimenty.
Relativní stáří intruzívních geologických těles a tektonických poruch stanovujeme podle pravidla intersekce: intruzívní těleso je mladší než horniny, které proráží, anebo pravidla kontaktní metamorfózy – kontaktně metamorfované horniny jsou starší než intruze (obr. 2.2.12). Podobně zlomy jsou mladší než horniny, které porušují.
|
Obr. 2.2.12 Čedičová žíla třetihorního stáří prorážející druhohorní pískovce, Střeleč (foto R. Grygar). |
Z hlediska litostratigrafického je důležité rovněž sledovat diskordantní neboli nesouhlasné uložení souborů vrstev (diskordance). Jedná se o období přestávky v sedimentaci, které je označováno jako stratigrafický hiát. Po dobu stratigrafického hiátu jsou podložní vrstevní soubory vystaveny erozi a denudaci. Plocha diskordance proto bývá nejčastěji nerovná (obr. 2.2.13). Rozlišujeme diskordanci skrytou a zjevnou.
Jako
skrytou diskordanci označujeme případ diskordantního uložení, u něhož
jsou vrstvy v podloží a v nadloží plochy diskordance uloženy paralelně (obr.
2.2.14, obr. 2.2.15). Během stratigrafického hiátu nedošlo k vrásnění
podložního souboru vrstev, došlo pouze k výzdvihům a před sedimentací
nadložního souboru vrstev k novému poklesu.
|
|||
Obr. 2.2.13 Plocha diskordance ve vápencích,
spodní křída, Ladce, Slovensko (foto P. Skupien).
|
|
Obr. 2.2.15 Skrytá diskordance mezi sedimenty
spodní a nejvyšší křídy, Amasra, Turecko (foto P. Skupien). |
Zjevná (úhlová, angulární)
diskordance představuje uložení,
u kterého během stratigrafického hiátu byl podložní vrstevní sled zvrásněn a
jeho povrch denudován. Po novém poklesu a transgresi se usadil nadložní soubor
vrstev na zvrásněném a denudovaném podkladu (obr. 2.2.16, obr. 2.2.17).
Význačným znakem úhlové diskordance je skutečnost, že nadložní sedimenty se
stýkají s podložními vrstvami různého stáří.
|
|
Obr. 2.2.16 Vznik zjevné diskordance. |
Obr. 2.2.17 Zjevná diskordance v sedimentech svrchní křídy, Ugurlu, Turecko (foto P. Skupien). |
Biostratigrafická metoda využívá paleontologického obsahu hornin a všech znaků spojených s vývojem života na Zemi. Nezvratnost a neopakovatelnost biologické evoluce poskytuje vynikající nástroj pro stratifikaci profilů i pro širší korelace. Každá vývojová etapa, znak, dosažený stupeň morfologické rozrůzněnosti organizmů, představuje vymezené období v historii Země, které je historicky jedinečné a které danou horninu z hlediska časové posloupnosti odliší a datuje.
K zakladatelům biostratigrafie patří anglický inženýr W. Smith (1769-1839), jenž rozpoznal, že ve vrstvách stejného stáří se nacházejí soubory obdobných zkamenělin, a že posloupnost zkamenělin ve vrstevních sledech od sebe vzdálených si je velmi podobná.
Jedním z principů
biostratigrafie je princip nezvratnosti
vývoje, formulovaný L. Dollem.
Z hlediska stratigrafie je důležité, že soubor zkamenělin v určité vrstvě
odráží příslušnou etapu vývoje organického světa a je neopakovatelný. Tento
evoluční princip je hlavní příčinou skutečnosti, že vrstvy různého stáří mají
různý paleontologický obsah, zatímco vrstvy usazené ve stejné době mají obdobné složení fosilní fauny a
flóry.
Biostratigrafie je založena na druhém
základním stratigrafickém zákoně, jenž je znám jako zákon stejných zkamenělin:
ve vrstvách stejného stáří, usazených v podobném prostředí, jsou
obdobná společenstva zkamenělin.
Ve stratigrafické hodnotě různých
zkamenělin existují velké rozdíly. Stratigraficky nejvýznamnější označujeme
jako vůdčí
zkameněliny. Jsou to dobře rozlišitelné a poměrné snadno určitelné fosilní zbytky těch organismů, které měly velké
rozšíření horizontální, geografické, pokud možno nezávislé na faciích, a velmi
omezené rozšíření časové, vertikální. Přehled hlavních skupin vůdčích
zkamenělin uvádí tabulka1. Opakem vůdčích zkamenělin jsou fosilní zbytky
organismů, které se vyvíjely velmi zvolna a, které proto nelze úspěšně používat
pro stratigrafické účely. Tyto zkameněliny označujeme jako perzistentní.
Fosilie některých skupin organismů jsou
vázány vždy jen na určité prostředí. Takové zkameněliny, které jsou cennými
vodítky pro faciální výzkum, označujeme jako zkameněliny faciální.
Tab. 2.2.1 Přehled skupin hlavních vůdčích zkamenělin.
Přehled
skupin hlavních vůdčích zkamenělin
|
|
makrofosilie |
mikrofosilie |
trilobiti graptoliti hlavonožci mlži plži ramenonožci |
foraminifery nanoplankton radiolarie akritarcha dinoflageláta pylová zrna spory |
V biostratigrafii existuje několik paleontologických metod podle způsobu paleontologické analýzy:
Metoda vůdčích zkamenělin
Podstata metody spočívá v tom, že z množství zkamenělin v určité části vrstevního sledu se vybírá jeden nebo více druhů, které se považují za vůdčí pro určitou část vrstevního sledu. Při stratigrafické korelaci se pak srovnávají polohy, které mají stejné nebo blízké složení vůdčích zkamenělin.
Metoda komplexní druhové analýzy
Při použití metody se analyzuje všechen paleontologický
materiál, který je k dispozici. Výsledek je pak přesnější než při použití
metody vůdčích zkamenělin, neboť stáří se určuje na základě více skupin
organismů a současně lze výsledky ze studia jedné skupiny kontrolovat s údaji
z jiných skupin.
Použití této metody ve stratigrafii
je založeno na zjištění přirozených fylogenetických vztahů mezi organismy.
Fylogenetická metoda se používá vždy u určité skupiny organismů, a to zejména
u těch, které prodělávaly poměrně rychlý vývoj a jejichž zkameněliny jsou ve
vrstevním sledu hojně zastoupeny. Za těchto podmínek je možné metodami
srovnávací anatomie nebo srovnávací embryologie studovat stupeň podobnosti
jednotlivých částí zkamenělin a určovat postupné odlišnosti. Vychází se ze
základního biologického zákona (ontogeneze představuje zkrácenou fylogenezi),
který je podkladem srovnávací embryologie. Srovnávací embryologickou analýzu
lze použít u těch skupin fosilních organismů, u nichž se zachovávají počáteční růstová stadia (foraminifery, mlži,
amoniti, ramenonožci atd.). K nedostatkům této metody patří její složitost,
která ji zpravidla vylučuje z metod běžné stratigrafické praxe. Nutno také
uvést, že vlivem nedokonalého zachování fosilií se ve vrstevních sledech
většinou setkáváme s neúplnou vývojovou škálou. V některých částech vrstevních
sledů zkameněliny často zcela chybějí.
Mikropaleontologická metoda
Z metodologického hlediska je shodná s jinými
paleontologickými metodami. Její odlišnosti spočívají v mikroskopických
rozměrech organismů, které lze studovat jen na mikroskopických preparátech, a
v nutnosti použít zvláštní způsoby preparace hornin a separace zkamenělin.
Značnou výhodou je to, že z fosiliferních souvrství se získává velké množství
mikroorganismů (zvláště mořský plankton), takže lze použít metody studia celých
společenstev (tab. 2.2.2, obr. 2.2.18). Mikropaleontologická metoda hraje
v současné biostratigrafii významnou roli vzhledem k poznatku, že
mnohý mořský plankton ideálně splňuje požadavky kladené na vůdčí zkameněliny.
Zvláště výhodné je použití této metody při studiu vrtních jader, jejichž
rozměry bývají často tak malé, že se v nich makrofosilie bud' vůbec nezjistí,
nebo jsou vrtem zastiženy jen zčásti. Velmi výhodná je proto mikropaleontologická
metoda při vrtním průzkumu zejména ropných a plynových ložisek.
Tab. 2.2.2 Stratigrafické rozšíření hlavních
skupin mikrofosílií s organickou stěnou |
|
|
Obr. 2.2.18 Fosilní společenstvo mikrofosílií s organickou stěnou (dinoflageláta, spory) získané z jediného vzorku může být pro určení stáří analyzováno jako celek (foto P. Skupien). |
Geochemický obraz Země vykazuje změny, které jsou časově nevratné. Odkryjeme-li sukcesi těchto změn, získáme další nástroj pro stratifikaci a korelaci hornin. Geochemie pelagických karbonátů ukázala, že vliv pozdějších diagenetických procesů výrazně nezastírá geochemické poměry panující během sedimentace. Platí to zejména u mesozoických a kenozoických sedimentů. Tak např. proměnlivost poměru Sr/Ca nebo Mg/Ca lze s dobrými výsledky sledovat nejméně 140 milionů let do minulosti. Podobně kolísají během geologické historie i poměry stabilních izotopů některých prvků, např. 34S/32S, 18O/16O, 87Sr/86Sr (obr. 2.2.19), 13C/12C aj. K vyjádření časových změn se opět využívá standardní křivka kolísání poměru hodnot či změn stabilních izotopů, resp. vhodných prvků, vzniklých ve světovém oceánu v průběhu geologického času. To umožňuje stanovení chemostratigrafických zón. Srovnáním průběhu křivek získaných analýzami na studovaných profilech se standardní křivkou lze získat odpovídající časový vztah.
|
Obr. 2.2.19 Změna poměru izotopů stroncia v historii země (Faure, 1986). |
Eventostratigrafie se soustřeďuje na studium geologicky náhlých, krátkodobých událostí (eventů), které v geologickém záznamu zanechaly zjevné údaje a pokud možno rozsáhlé, ostře ohraničené změny, uložené v různých prostředích. Ideálními událostmi tohoto typu jsou velké globální katastrofy vyvolávající náhlé změny sedimentace, vznik anomálních geochemických horizontů, rychlá vymírání více skupin organizmů apod. K příčinám, které takové události vyvolávají, patří např. dopady větších mimozemských těles na zemský povrch (impakty), tsunami, výbuchy velkých sopek aj.