2. Stratigrafie

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).

2.1 Absolutní stratigrafie

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
¹⁴C	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.

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.

Metoda sekvenční stratigrafie

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 – 3 mil. let. Sekvence se ukládá během jednoho transgresívně-regresivního cyklu. Vytvářejí ji depoziční systémy a formace kontinentálních, paralických, platformních, svahových a pánevních prostředí. Zvyšování a následný pokles hladiny se nejzřetelněji odráží na pobřeží postupem nebo ústupem moře směrem na pevninu nebo z pevniny a je většinou provázen ukládáním transgresních a regresních sedimentů.

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).

2.2 Relativní stratigrafie

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.

Litostratigrafická metoda

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).

obr1

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.

obr2

obr2b

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. 2.2.3a Schéma gradačního zvrstvení (upraveno podle Kumpery et al., 1988)

a rytmů v sedimentaci. R – rytmus, 1 – psefity až psamity, 2 - prachovce, 4 – jílovce.

gradzvr

Obr. 2.2.3b Gradační zvrstvení, Kosov u Berouna, silur (foto P. Bokr).

obr4

Obr. 2.2.4 Šikmé zvrstvení, Sandberg na Slovensku, neogén (foto P. Skupien).

obr5

Obr. 2.2.5 Intraklasty pelitické horniny na bázi vrstvy pískovce, Hukvaldy, svrchní křída (foto P. Skupien).

obr6

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).

obr7b

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).

obr8a

obr9

Obr. 2.2.8 Čeřiny, Vinice, ordovik (foto P. Bokr).

Obr. 2.2.9 Vtisky na spodní vrstevní ploše.

obr10

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).

obr11

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.

obr12

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.

obr13

Obr. 2.2.13 Plocha diskordance ve vápencích, spodní křída, Ladce, Slovensko (foto P. Skupien).

Obr. 2.2.14 Vznik skryté diskordance.

obr15a

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.

obr17a

Obr. 2.2.16 Vznik zjevné diskordance.

Obr. 2.2.17 Zjevná diskordance v sedimentech svrchní křídy, Ugurlu, Turecko (foto P. Skupien).

Biostratigrafická metoda

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.

Fylogenetická metoda

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
(upraveno podle Traverse, 1988).

tab2

obr18

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).

Chemostratigrafická metoda

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.

obr19

Obr. 2.2.19 Změna poměru izotopů stroncia v historii země (Faure, 1986).

Eventostratigrafická metoda

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.