Textová část

Terénní dokumentace

Internetové stránky

Literatura

Hlavní stránka

3. Post-sedimentární procesy

Po uložení sedimentárních hornin dochází k jejich postupným přeměnám. Nejvýznamnějším z procesů je zpevňování sedimentu – diageneze. Ovšem v nezpevněném sedimentu dochází k řadě dalších změn jako např. deformace sedimentárních textur, vznik konkrecí či tlakové rozpouštění.

3.1. Diageneze (zpevňování, litifikace)

Po uložení sedimentů může dojít k jejich zpevnění, litifikaci. Ta většinou nezáleží na stáří (známý je tzv. petrohradský modrý jíl nezpevněný, kambrického stáří), ale hlavně na hloubce ponoření, tedy na sloupci hornin, jímž byly sedimenty během vývoje zatíženy. Vliv ovšem mají i vlastnosti těchto hornin (měrná hmotnost, obsah vody, složení rozpuštěných látek).

K hlavním procesům, které vedou k litifikaci patří:

• Kompakce či slehnutí (obr. 1, 3). Ta se projevuje změnou mocnosti (snížením) horninového sledu, vytlačením vody a dalších těkavých látek z pórů působením tlaku nadloží (zatěžkávací tlak a přestavbou struktury). Výsledkem je změna objemu. U kaustobiolitů se může zmenšit objem až na1/10 původního, pórovitost hornin z původních až 40 % klesá na polovinu, obdobně se snižuje obsah vody. Ten však působí proti snižování pórovitosti, která je proto zpravidla větší, než by odpovídalo předpokladům (koeficientu kompakce).

• Cementace či stmelení minerálů hornin a jejich rozpouštění převážně látkami z primárních čisekundárních roztoků. Dochází k rozpouštění méně stabilních klastických minerálů a jejichzatlačování minerály novotvořenými. Významnou roli hraje tlak (Sorbyho princip). K novotvořeným minerálům patří nejčastěji karbonáty, křemen, kaolinit, méně často muskovit,glaukonit a alkalické živce, anhydrit a baryt. Stupeň zachování organické hmoty závisí na redox potenciálu prostředí: v oxidačním probíhá likvidace organické hmoty, vesměs za spoluúčasti bakterií, v redukčním zůstává tato hmota zachována.

• Neomorfismus (novotvoření, autigenese). Kromě vytváření tmelu a dehydratace dochází při diagenezi ke změnám modifikace, přímé krystalizaci, rozpouštění a k metasomatickým přeměnám minerálů. Změny modifikace zahrnují přeměnu amorfních minerálů na krystalické formy (např. limonitu na goethit, opálu na křemen). Melnikovit či markazit se mění na pyrit, tedy změna krystaličnosti, změna krystalinity (tj. stupeň uspořádání mřížky např. illitu, křemene, vzniku grafitu). Rozpouštěny podle povahy cirkulujících roztoků mohou být nejrůznější minerály sedimentů. Ku příkladu na sedimentárních ložiscích uranu v české křídové pánvi byly natolik extrémní podmínky, že se rozpouštěl i tak stabilní minerál jakým je zirkon. Z metasomatických změn jsou při diagenezi nejčastější dolomitizace v karbonátech, silifikace v lutitech, fosfatizace, sideritizace. Látková migrace se uplatňuje i při fosilizaci zkamenělin, která je významnou součástí litifikačních procesů.

Obr. 1. Schématický rozdíl mezi kompakcí jílu a písku (Nichols, 1999).

Uvedené přeměny, pokud probíhají do zpevnění, se označují jako diageneze, po zpevnění epigeneze a při zásahu energie zvenčí (směrný tlak, přínos tepla výstupem izoterm) jde již o metamorfózu (obr. 2). Podle vztahu teploty a tlaku probíhají reakce vzniku nových minerálů za různých podmínek, které jsou považovány za již metamorfní. V jednotlivých případech vzniká změnou krystalinity muskovit z illitu dříve než vznikne krystalický grafit, jindy později, jindy tyto reakce předchází vznik albitu. Přesnou obecnou hranici diageneze a metamorfózy proto nelze určit.

Obr. 2. Hloubka a teplotní interval diageneze (Nichols, 1999).

Speciálním případem diageneze je prouhelnění (karbonifikace) organických látek. Že jde skutečně o druh diageneze svědčí tzv. Hiltovo pravidlo: „Čím hlouběji je uložena sloj, tím silnější je prouhelnění tlakem nadloží“.

Obr. 3. Přeměna rašeliny v uhlí spojená s kompakcí (Nichols, 1999).

Postup prouhelnění se zpravidla dělí na několik stádií, které jsou však samostatné, vzhledem k tomu, že jsou závislé i na výchozím materiálu:

Stádium tlení, trouchnivění a hnití.

Stádium rašelinění, při němž bílkoviny kvasí na hnilokal (sapropel). Důležitými podmínkami jsou tlak nadloží, teplota a dostatek vody

Stádium hnědouhelné probíhá v redukčním prostředí a je charakterizováno relativním zvyšováním obsahu uhlíku v důsledku ochuzení o kyslík a vodík

Stádium černého uhlí s dalším zvýšením obsahu uhlíku.

V dalších stádiích se podílejí metamorfní podmínky. Vzniká antracit a grafit, tvořený čistým uhlíkem. Zatím není jasné, zda i v podmínkách litosféry vzniká nejvyšší stádium – diamant, spíše však jde o proces probíhající v přírodě jen v plášti. Při prouhelnění dochází v organických akumulacích ke vzniku huminových kyselin. Klesá obsah vody, kyslíku a dusíku (uvolňovaných z uhlovodíku) a proto se zvyšuje podíl uhlíku. Výrazná je frakcionace izotopů H, C, N, O, S, při čemž se lehčí izotopy výrazně koncentrují. Např. poměr 12C/13C se proti atmosférickému poměru zvyšuje o 1 – 2 % a opakováním může dosáhnout až 90 %.

3.1.1. Diagenetické horniny

Jako diagenetické horniny označujeme horniny, v nichž po sedimentaci proběhly diagenetické procesy, kompakce, dehydratace, látková migrace. Jde především o klastické a vulkanoklastické usazeniny.

Ze štěrků vznikají ostrohranné brekcie a při transportu opracované konglomeráty slepence. Při kompakci dochází k zplošťování valounů, zvýraznění jejich usměrnění podle tvaru a vzniku tmelu. Tmel může být křemitý, železitý, vápnitý nebo jílovitý.

Z písků vznikají:

• křemence, tvořené převážně křemenovými zrny a křemitým tmelem který je zčásti druhotný (přínos Si při diagenezi)

• pískovce, v nichž převládají křemenová zrna. Podle tmelu rozlišujeme pískovce glaukonitové, karbonátové, jílové, železité apod.

• arkózy s převládajícími K-živci, zpravidla kontinentální

• droby, zpravidla zpevněné hlubokomořské sedimenty převážně plagioklasy a úlomky hornin.

Z lutitů (aleurity a pelity) vznikají diagenezí jílovité břidlice a jílovce.

Slínité horniny se diagenezí mění na slínovce a slínité břidlice.

Z vulkanických usazenin (tefry) vznikají často za spolupůsobení látkové migrace tufy nebo tufity se zvýšeným podílem sedimentární frakce.

3.2. Deformace uvnitř sedimentů

Během sedimentace vznikají primární sedimentární struktury jako laminace, šikmé zvrstvení apod. Tyto bývají v sedimentech a výsledných zpevněných horninách velmi nápadné. Pohyby roztoků a gravitace mohou modifikovat až zastřít tyto primární znaky (obr. 4). Tyto změny se často označují jako slabé sedimentární deformace. Velmi charakteristické jsou deformace v případě střídání jílovců a pískovců, kdy často dochází ke zprohýbání lamin a vzniká konvoluntní zvrstvení (convolute bedding). Je to zohýbání vrstev bez přerušení s vytvořením širokých elevací a úzkých depresí. Tato textura neovlivňuje vrstevní plochu, naopak nejintenzívnější je uprostřed a vyznívá směrem do nadloží a podloží. Vrstvy s konvoluntními deformacemi jsou pozoruhodně laterálně stálé. Konvoluntní zvrstvení vzniká několika způsoby. Nejčastěji je vysvětlován rychlým únikem vody ze sedimentu (dewatering structures) anebo jsou vázány na c a d Boumovy sekvence v turbiditech a jsou výsledkem gravitačního pohybu (slump strictures). V tomto případě jsou laminy ohýbány v jednom směru.

Vtisky (load structures, obr. 7)  boulovitá textura sedimentů vzniklá zabořováním hrubšího sedimentu do jemnozrnnějšího, vodou prosyceného podloží. Zvláště časté jsou v turbiditech. K vtiskování dochází brzy po uložení. Podle některých názorů může směr vtiskování ukazovat na sklon svahu pánve.

Obr. 4. a – konvoluntní zvrstvení vzniklé gravitečním sesouváním, b – konvoluntní zvrstvení vzniklé odvodněním sedimentu, c- vtisky.

Obr. 5. Konvoluntní zvrstvení vzniklé gravitačním sesouváním, karbon, Vrchlabí (foto P. Skupien).	Obr. 6. Konvoluntní zvrstvení vzniklé odvodněním sedimentu.

Obr. 7a. Vtisky na spodní vrstevní ploše, paleogén, Kolárovice (foto P. Skupien).	Obr. 7b. Příčný řez vrstvou s patrnými vtisky polohy slepence do prachovce, karbon, Jakubčovice (foto P. Skupien).

3.3. Konkrece

Konkrece je těleso různého tvaru a různé velikosti v sedimentu vytvořené po usazení horniny a lišící se od ní podstatně svým složením. V některých definicích je požadována ostrá hranice, ta však ve většině případů je až druhotného původu a vzniká při zvětrávání a rozpadu horniny. Konkrece vznikají v nezpevněné hornině při diagenezi, nebo ve zpevněném sedimentu při epigenezi buď prostým vyplňováním pórů, nebo metasomatickým zatlačováním části původního sedimentu. Konkrece jsou nejčastěji vápnité (v jílovcích, prachovcích, pískovcích, obr. 9), dolomitové, křemité (ve vápencích, dolomitech, pískovcích, obr. 8), pyritové (ve vápencích, jílovcích), sádrovcové, železité.

Podnětem ke vzniku konkrecí bývají primární nehomogenity v hornině, jako přítomnost organického zbytku, který pak tvoří jádro konkrece. Konkrece dosahují velikosti několika mm až metrů.

Byla vypracována celá řada modelů vzniku konkrecí. Za nejčastější příčiny jejich vzniku se pokládá:

1. Primární inhomogenita v sedimentu. Přítomnost bioklastu, mikrokonkrece nebo jakéhokoliv jádra. Při tvorbě konkrecí se karbonát nebo jiné složky stahují do míst primární větší koncentrace.

2. Přítomnost lokálního mikroprostředí. Může se lišit procentem kyslíku, oxidu uhličitého, pH i Eh. Mnohdy se vytvoří rozkladem měkkých částí organismů i činností organismů.

3. Migrace určitých složek odlišným prostředím. Je-li jimi prostředí nasyceno, vytvářejí se konkrece.

Rovněž vznik hlíznatých vápenců (obr. 10) je pokládán za diagenetický proces, při kterém se původně homogenní mikritový kal s příměsí 15-25% jílu rozdělí na dvě složky. Jiní autoři vysvětlují vznik hlíznatých vápenců pod vlivem rozpouštění pod tlakem a tvorbu jílem bohatších švů.

Obr. 8. Pískovcová konkrece s karbonátovým tmelem, paleogén, Baška (foto P. Skupien).	Obr. 9. Pelosideritová konkrece, campanian, Choryně (foto P. Skupien).

Obr. 10. Hlíznaté vápence, jura,a - Czajakowa skala, Polsko, b – Ladce, Slovensko (foto P. Skupien).

3.4. Stylolity

Stylolit  nepravidelný, laločnatý až zubovitý šev (obr. 11) objevující se nejčastěji ve vápencích, většinou nezávisle na vrstevních plochách. Tyto švy vznikly rozpouštěním kontrolovaným tlakem (průběh švu jako celku je kolmý na směr tlaku), především tlaku nadložních vrstev. Stylolity se většinou asi tvořily až v pozdní fázi diageneze nebo snad dokonce až po zpevnění horniny.

Obr. 11a. Stylolit ve vápenci (Petránek, 1993)	Obr. 11b. Stylolity v jurských vápencích, Rettenbacher (foto P. Skupien).

Fotogalerie