3.    Základní složky zemské kůry - horniny a minerály

Nejsvrchnější a zároveň nejtenčí částí Země je zemská kůra. Její mocnost kolísá od 6 až 15 km v oceánech po 30 až 40 km (maximálně i 80 km) na kontinentech a zaujímá jen asi 1,5% objemu Země. Od zemského pláště je oddělena zřetelnou fyzikální hranicí, která se označuje jako Mohorovičičova diskontinuita. Na této ploše, která se nalézá v průměrné hloubce 30 – 40 km, dochází k náhlé změně hustoty (z 2,9 na 3,3 g.cm^-3), čímž vzniká dobrá odrazová plocha pro zemětřesné vlny (Acker a kol., 1976).

Na základě mocnosti a složení se dělí na kůru kontinentální, oceánskou a přechodnou.

Kontinentální kůra je složena ze sedimentárních, magmatických a metamorfovaných hornin, vyskytujících se ve třech vrstvách. Mocnost nejsvrchnější vrstvy sedimentů obvykle nepřesahuje 15 km a vyvinuta může být jen místy. Vrstva granitická bývá mocná až 20 km. Obsahuje metamorfované i vyvřelé horniny převážně kyselého složení. Nejspodnější, až 40 km mocná vrstva se nazývá bazaltická. Od granitické ji odděluje tzv. Conradova plocha diskontinuity. Složena je z bazických magmatických i metamorfovaných hornin (Kumpera, Foldyna, Zorkovský, 1988).

Oceánská kůra je mocná jen asi 5 až 10 km. Obsahuje ne příliš mocnou (4 – 10 km) bazaltickou vrstvu, která leží pod tenkou vrstvou sedimentů.

V oblastech okrajových moří a ostrovních řetězců vystupuje kůra přechodného typu. Někdy se označuje jako andezitová.

3.1    Minerály jako základní složky hornin

Minerály tvoří základní stavební prvky hornin. Jsou to anorganické homogenní přírodní látky, jejichž chemismus lze vyjádřit pomocí chemického vzorce (Bizubová, 1998).

Minerály s významným podílem na složení hornin se  nazývají horninotvorné a je možné rozdělit je dále na primární a sekundární.

Původ primárních horninotvorných minerálů je přímo magmatický. Podle podílu v hornině lze vymezit v této skupině minerály hlavní, které určují typ horniny a zejména v případě magmatických hornin jsou určující pro zařazení horniny do systému. Je-li podíl minerálu v hornině menší než 10%, označuje se tento jako vedlejší a na zařazení horniny do systému nemají vliv (např. granát, turmalín aj.). Akcesorické minerály se v hornině vyskytují v množství menším než 5%.

Přeměnou primárních minerálů vznikají minerály sekundární. Mohou se vytvořit např. hydrotermální přeměnou nebo zvětráváním. Sekundární minerály mohou mít vliv na zhoršení fyzikálně-mechanických vlastností hornin.

Podle barvy se minerály rozdělují na světlé a tmavé. Mezi světlé minerály se řadí např. živce, křemen nebo muskovit, tmavými jsou např. biotit, amfiboly, granáty, aj.

Fyzikální a chemické vlastnosti minerálů jsou dány jejich krystalovou strukturou a chemickým složením. K nejdůležitějším vlastnostem minerálů patří:

• hustota v g.cm^-3,

• tvrdost – odpor, který minerál klade vnějšímu mechanickému působení. Určuje se srovnáním tvrdosti známé látky s minerálem pomocí Mohsovy stupnice tvrdosti – 1. mastek, 2. halit, 3. kalcit, 4. fluorit, 5. apatit, 6. živec, 7. křemen, 8. topas, 9. korund, 10. diamant.

•  štěpnost – schopnost minerálů štípat se při úderu podle určitých krystalografických směrů. Štěpnost může být dokonalá (obr. 3.1.1) – minerál se štípe na jemné plátky (např. slídy), velmi dobrá (obr. 3.1.2)– štípání podle několika vzájemně se protínajících ploch (např. kalcit, halit), dobrá – štěpení podle rovných ploch s lomy podle náhodných směrů (např. živce, amfiboly, pyroxeny), nedokonalá (obr. 3.1.3)– štěpení na úlomky s nerovnými plochami, které jsou na první pohled nezřetelné (např. síra, apatit), velmi nedokonalá (obr. 3.1.4) – minerály jsou neštípatelné (např. zlato, magnetit, křemen; Bizubová, 1998).

•  lesk je dán odrazem světla od povrchu minerálu a není závislý na barvě minerálu. Část světla je pohlcena a část odražena. Lesk je tím vyšší, čím větší část světla je odražena. Rozlišuje se lesk kovový (obr 3.1.5, pyrit, galenit, antimonit), polokovový – minerály s vysokým leskem a částečnou průsvitností (některé odrůdy limonitu) a nekovový, který se dále dělí na diamantový (obr. 3.1.6, diamant, síra), skelný (obr. 3.1.7, křemen), perleťový (obr. 3.1.8, muskovit). Na nerovných lomných plochách vzniká lesk mastný (obr. 3.1.9, apatit), hedvábný (azbest) a matný (obr. 3.1.10, karbonáty, zeolity). Minerály jako například limonit nebo kaolinit jsou tzv. nerosty bez lesku (Bizubová, 1998).

•  barva je důležitou vlastností zejména v případě minerálů s kovovým leskem. Podle původu barvy v minerálech se rozlišují idiochromatické barvy, u nichž je nositelem barvy určitý chemický prvek (např. chrom podmiňuje červenou barvu), alochromatické, u nichž barvu minerálu určují jemně rozptýlené mechanické příměsi v minerálech, a pseudochromatické, u kterých barva minerálu není dána složením, ale interferencí dopadajícího světla odraženého od vnitřního povrchu štěpných ploch (např. labradorit; Čabalová, Baliak, Kopecký, 1999).

•  habitus (forma) je podmíněn tvarem krystalů. V prostoru se vymezují tři hlavní typy. Krystaly se mohou vyvíjet ve všech třech směrech a vytvářet „kostky“ (např. pyrit), mohou být protaženy v jednom (např. jehličky a sloupečky - obr.3.1.11,  amfibolů a pyroxenů) nebo dvou směrech (např. šupiny - obr. 3.1.12,  slídy, tabulkovité - obr. 3.1.13, chlority).

•  chemické složení minerálu je vyjádřeno chemickým vzorcem (např. křemen – SiO₂).

3.2    Horniny jako základní složky zemské kůry

Zemskou kůru tvoří horniny, nehomogenní minerální asociace, které jsou produktem rozličných geologických procesů. Vzájemně se liší původem, mineralogickým složením, strukturou i způsobem výskytu. Podle původu, způsobu vzniku, lze horniny rozdělit na magmatické, sedimentární a metamorfované. Mají charakteristické texturních a strukturních znaky, pomocí níž je lze v terénu rozeznat (viz. tab. 3.2.1).

Tab. 3.2.1  Základní rozlišovací znaky hornin podle geneze

3.2.1    Magmatické horniny

Magmatické horniny vznikají tuhnutím, krystalizací a diferenciací magmatu nebo lávy v zemské kůře případně na zemském povrchu (Bizubová, 1998).

Proces tuhnutí a krystalizace silikátové taveniny – magmatu – ovlivňuje řada faktorů, např. chemické složení, hloubka tuhnutí, teplota, obsah těkavých látek aj. Rychlost a podmínky tuhnutí a složení magmatu určuje složení a vzhled výsledné magmatické horniny.

Horniny lze rozdělit podle toho, ve které části zemské kůry probíhala krystalizace, na intruzívní (plutonické, hlubinné), jejichž tuhnutí probíhalo pod zemským povrchem, a extruzivní (vulkanické, výlevné, efuzivní), tuhnoucí na povrchu. Mezi výlevnými lze ještě rozlišit horniny podle stáří. Předtřetihorní se označují jako paleovulkanity, zatímco třetihorní a čtvrtohorní jako neovulkanity (viz. kap.7 - Magmatismus).

Podle hloubky vzniku se horniny vymezují na  hlubinné, vzniklé hluboko pod povrchem, žilné, vzniklé v menší hloubce, a výlevné, tuhnoucí na zemském povrchu.

Způsob vzniku podmiňuje také tvar těles, která magmatické horniny budují. Hlubinné vyvřeliny často tvoří rozsáhlé masivy. V závislosti na jejich tvaru lze rozlišit např. batolity, pně a plutony. Velké žulové těleso batolitu nemá dosud zjištěný základ. Jeho horniny se dostávají na povrch až po denudaci. Krystalizace v něm probíhá velmi pomalu. Plutony jsou velké batolity jazykovitého tvaru. Pně představují horninová tělesa menší než batolity, která utuhla ve velkých hloubkách.

Žilné vyvřelé horniny tvoří tělesa menší a k jejich tuhnutí dochází ve svrchnějších částech zemské kůry. Tělesa žilných hornin vznikají vyplňováním puklin a vrstevních spár při výstupu magmatu. Takto vzniklým deskovitým útvarům se říká pravé nebo ložní žíly a lakolity. Lakolitem se označují dómovitá tělesa, která se vyklenula do nadložních hornin. Pravá žíla proniká napříč vrstvami, zatímco nepravá, ložní žíla představuje těleso obvykle vodorovné, sledující průběh vrstev.

Výlevné sopečné horniny vytvářejí na zemském povrchu v závislosti na viskozitě lávy lávové proudy, příkrovy, sopečné kužely, jehly, kupy atd.

Viskózní láva se během relativně slabé exploze rozlévá v jednom směru v podobě lávového proudu, který je dán reliéfem a sklonem zemského povrchu. Tvar proudu je ve směru lávového toku lineárně protažený, mocnost je v porovnání s délkou malá, dosahuje řádově jen několik metrů, maximálně desítky metrů. Lávový příkrov se rozlévá do plochy. Kupy a jehly se tvoří z kyselé, málo pohyblivé lávy.

3.2.1.1    Charakteristiky magmatických hornin

·                Minerální složení

Minerálním složením se rozumí všechny nerosty v magmatické hornině obsažené. Podle procesu jejich vzniku i procesů, které na horninu působily následně, se minerály dělí na primární a sekundární (viz. kap. 3.2).

Minerály přítomné v horninách se podle barvy rozdělují na světlé a tmavé.

Živce jsou nejrozšířenějšími horninotvornými silikátovými minerály. Draselné živce (K-živce) mají shodné chemické složení (KAlSi₃O₈) a řadí se mezi ně sanidin, ortoklas a mikroklin. Sanidin (obr. 3.2.1.1.1) vytváří tabulkovité krystaly, lze jej spatřit např. v ryolitech, trachytech, fonolitech a recentních lávách. V hlubinných horninách se při pomalém ochlazování vytvářejí ze sanidinu hranolovité nebo tabulkovité krystaly ortoklasu (obr. 3.2.1.1.2). Často se u něj vyskytují dvojčaté srůsty, tzv. karlovarská dvojčata. Ortoklas se vyskytuje v kyselých vyvřelých horninách jako jsou žuly, granodiority, syenity a jejich žilné ekvivalenty. Za teplot nižších než při krystalizaci ortoklasu se vytváří mikroklin (obr. 3.2.1.1.3). Ve formě velkých šedých krystalů bývá obsažen v pegmatitech. V tzv. písmenkovém granitu může prorůstat křemenem.

Nejrozšířenějšími živci jsou plagioklasy (obr. 3.2.1.1.4), sodno-vápenaté živce. V závislosti na obsahu albitové (NaAlSi₃O₈) a anortitové složky (CaAlSi₃O₈) tvoří izomorfní řadu albit ® oligoklas ® andezin ® labradorit ® bytownit ® anortit. Albit a oligoklas se řadí k plagioklasům kyselým, andezin a labradorit k intermediálním a bytownit a anortit k bazickým. Plagioklasy se vyskytují např. v granitech, ryolitech, gabrech, čedičích, křemenných porfyrech (Čabalová, Baliak, Kopecký, 1999).

Čistý SiO₂ vytváří několik charakteristických minerálů – křemen, tridymit a cristobalit. Křemen (obr. 3.2.1.1.5) patří k jedněm z nejrozšířenějších minerálů. V horninách je velmi dobře identifikovatelný, dodává jim tvrdost a odolnost proti působení atmosférických vlivů. Stává se podstatným minerálem granitů, granodioritů, křemenných dioritů a jejich žilných ekvivalentů. Akcesoricky se vyskytuje v syenitových a dioritových typech hornin (Krist, Krivý, 1985).

Typickým znakem muskovitu (obr. 3.2.1.1.6) je jeho dokonalá štěpnost a perleťový lesk. Je to poměrně častý minerál nejkyselejších magmatických hornin (např. muskovitické a dvojslídné granity).

Dokonale štěpný biotit (obr. 3.2.1.1.7) vytváří černé tabulkovité krystaly. Je ve srovnání s muskovitem málo odolný vůči zvětrávání. Ve všech magmatických horninách od kyselých až po bazické představuje horninotvorný minerál (Bizubová, 1998).

Důležitou skupinou horninotvorných minerálů jsou pyroxeny (obr. 3.2.1.1.8), bezvodé silikáty železa, hořčíku a vápníku. Minerály např. bronzit, enstatit, diopsid, hedenbergit, augit a hypersten se vyskytují nejčastěji v bazických horninách. Mají stejně jako amfiboly pozitivní vliv na jejich pevnost.

Amfiboly (obr. 3.2.1.1.9) jsou vodnaté alumosilikáty vápníku, draslíku, hořčíku, sodíku a železa. Jejich zástupcem jsou např. čedičový amfibol, obsažený v andezitech a čedičích, a obecný amfibol, vyskytující se v kyselých a intermediálních magmatických horninách.

Důležitým horninotvorným minerálem v horninách bez křemene (např. bazalty, gabra, diabasy) je olivín (obr. 3.2.1.1.10) . Většinou obsahuje kationty hořčíku i železa ((Mg,Fe)₂SiO₄). Pokud je přítomen pouze kationt hořčíku (Mg₂SiO₄), nazývá se tento minerál forsterit, pokud je kationtem jen železo (Fe₂SiO₄), minerál se označuje jako fayalit. Olivíny jsou nestálé minerály a snadno podléhají druhotným přeměnám, nejčastějšími druhotnými minerály, které vznikají jsou vláknitý antigorit, zelený chryzotyl (Krist, Krivý, 1985).

·                Chemické složení

Významným znakem magmatických hornin je látkové složení. V magmatických horninách lze nalézt téměř všechny dnes známé prvky, podstatnou část hornin však tvoří jen asi 9 až 10 z nich – kyslík, křemík, hliník, železo, vápník, hořčík, draslík, sodík, vodík, titan (Čabalová, Baliak, Kopecký, 1999).

Chemické složení hornin je vyjádřeno procentuálním podílem jednotlivých oxidů. Tento podíl kolísá v závislosti na typu magmatické horniny, v magmatu je však vždy přítomen SiO₂.

Na základě chemického složení lze vymezit čtyři základní skupiny magmatických hornin:

-   kyselé – s obsahem SiO₂ větším než 65%

-   intermediální – u nich se obsah SiO₂ pohybuje v rozmezí 65 až 52%,

-   bazické – s obsahem SiO₂ od 44 do 52% a

-   ultrabazické – s obsahem SiO₂ menším než 44%.

·                Petrografické charakteristiky

Petrografickými charakteristikami se rozumí struktura, textura a odlučnost hornin.

Struktura je chápána jako soubor charakteristických znaků horniny (Čabalová, Baliak, Kopecký, 1999). Je závislá na stupni krystalizace - poměru krystalických elementů a množství skla, na relativní a absolutní velikosti minerálních částí a na formě minerálních částí – krystalografickém habitu, stupni idiomorfizmu (omezení krystalu vlastními krystalovými plochami) aj.

Podle skutečnosti, zda hornina obsahuje nebo neobsahuje sklo, se rozlišují struktury holokrystalické, polokrystalické a sklovité (Krist, Krivý, 1985).

Holokrystalickou (obr. 3.2.1.1.11, celokrystalickou) strukturu mívají např. granity, granodiority, diority, syenity aj. Vykrystalizovaná celá hmota horniny je jejím charakteristickým znakem. V horninách (většinou výlevných) s polokrystalickou (hemikrystalickou) strukturou jsou přítomny jak krystaly, tak i sklo. Sklovitou (obr. 3.2.1.1.12) strukturu mají jen výlevné horniny (např. vulkanická skla), které vznikly rychlým ochlazením lávy.

Strukturu horniny lze rozdělit také podle relativní velikosti minerálních částic na rovnoměrně zrnitou (obr. 3.2.1.1.13) s přibližně stejnou velikostí jednotlivých minerálů a nerovnoměrně zrnitou (obr. 3.2.1.1.14), která svědčí o přerušovaném procesu vzniku horniny, který začíná v hloubce a končí těsně pod zemským povrchem nebo na něm.

Minerály obsažené v hornině mají různý vývoj, závislý na fyzikálních podmínkách krystalizace i chemickém složení magmatu. Úplné krystalografické omezení mívají minerály, které z magmatu krystalizovaly jako první a označují se jako idiomorfní. Později krystalizovaly s částečným omezením hypidiomorfní a jako poslední, bez vlastního omezení, allotriomorfní.

Textura představuje prostorové uspořádání minerálních zrn a ostatních elementů v hornině (Bizubová, 1998). Ovlivňuje ji uspořádání a rozmístění minerálů v hornině, které je dáno jednak specifickými podmínkami krystalizace a také působením vnějších vlivů. Dále textura závisí na způsobu vyplnění prostoru hmotou horniny vlivem procesů, které v tavenině probíhají až do tuhnutí nebo při krystalizaci, a na formě odlučnosti, vznikající ochlazováním tuhnoucí taveniny, případně vlivem vnějších činitelů při krystalizaci i po jejím skončení (Krist, Krivý, 1985).

Masivní (obr. 3.2.1.1.15, stejnorodou) texturu mají horniny s rovnoměrným rozložením součástí. Takové horniny (většinou hlubinné) vznikly za podmínek klidné krystalizace a bez bočních tlaků. Proudovitost výlevných hornin (např. ryolity) byla vytvořena tečením lávy během jejího tuhnutí. Některé minerály tak vykazují uspořádání ve směru proudění. Textura se označuje jako proudovitá (obr. 3.2.1.1.16, fluidální). Pórovitou (obr. 3.2.1.1.17, vezikulární) texturu mívají efuzívní horniny, při jejichž rychlém tuhnutí unikaly z páry plyny. Dojde-li časem k vyplnění pórů sekundárními minerály (kalcitem, chloritem, zeolitem aj.), vzniká textura mandlovcová (obr. 3.2.1.1.18, amygdaloidní). Vyskytuje se např. v druhohorních bazaltech (Krist, Krivý, 1985).

Soudržnost magmatických hornin narušují systémy puklin, jimiž jsou často prostoupeny. Hovoří se o puklinatosti a s tím spojené odlučnosti hornin.

Pukliny mohly vznikat již při chladnutí a tuhnutí magmatu, případně působením tektonických napětí. Okrajové části těles magmatických hornin chladnou rychleji, což v hornině vyvolává napětí, jež se vyrovnává vznikem odlučných puklin (Bizubová, 1998).

Deskovitá odlučnost vzniká při tuhnutí lávových proudů a příkrovů. Povrch lávy tuhne rychleji, čímž vzniká pevná kůra. Chladnoucí hornina tak praská podél puklin, které jsou rovnoběžné s povrchem, protože odpor proti smrštění je rovnoběžně s povrchem velmi malý, ve srovnání s odporem kolmo k povrchu. Deskovitá odlučnost může být v závislosti na mocnosti desek lupenitá, tence deskovitá, hrubě deskovitá nebo lavicovitá. Vyskytuje se u výlevných hornin (např. bazalty, fonolity), ale také u hlubinných (žuly, syenity, diority).

Kvádrovitá, hranolovitá až sloupcovitá odlučnost je výsledkem kombinace puklin kolmých na povrch tělesa s rovnoběžnými s povrchem.

Hlubinná tělesa (batolity, plutony) jsou typická kvádrovitou odlučností. Tato bývá způsobena jak puklinami, tak i tektonickým tlakem, který během tuhnutí magmatu působil.

Sloupcovitá odlučnost (obr. 3.2.1.1.19), nejčastěji bazaltů, se formovala rozpukáním na čtyř-, pěti- a šestiboké sloupy během tuhnutí. Příkladem sloupcovité odlučnosti bazaltů je lokalita Panská skála u Kamenického Šenova (České středohoří).

Při rovnoměrném smršťování ve všech směrech kolem určitých center vzniká kulovitá (sférická) odlučnost. Lze ji spatřit u hlubinných vyvřelin (žuly, diority, gabra aj.). Pro sopečné sklo – perlit, je typická drobně kulovitá odlučnost, tzv. perlitická.

Při hodnocení magmatických hornin ve stavební praxi je důležitým faktorem hustota a prostorová orientace ploch odlučnosti. Rozhoduje zejména o způsobu těžby horniny, použitelnosti, ovlivňuje také rychlost ražení podzemních děl apod. (Čabalová, Baliak, Kopecký, 1999).

3.2.1.2    Hlubinné magmatické horniny

Horniny skupiny hlubinných magmatických hornin (obr. 3.2.1.2.1) krystalizovaly ve větších hloubkách zemské kůry, minerály měly dostatek času, aby plně vykrystalizovaly, proto je struktura hornin holokrystalická a textura masivní a všesměrná. Pod povrchem vytvářejí značně rozměrná tělesa. Např. tělesa granitoidů jsou nejvíce rozšířena v jádrech pásemných pohoří.

Do této skupiny se řadí především granitoidy. Pojem zahrnuje horniny složení granitu až křemenného dioritu. Obsah křemene z celkového množství světlých minerálů je větší než 10%.

·                Granit a granodiorit

Křemen, živec a biotit jsou hlavními minerály granitu (obr. 3.2.1.2.1 a 3.2.1.2.2), který náleží mezi kyselé vyvřelé horniny. Z živců převažují ortoklas a mikroklin. V některých granitech mohou být přítomny jehličky nebo úzké sloupečky turmalínu. Nejčastějšími akcesorickými minerály, vyskytujícími se však většinou pouze  v mikroskopických velikostech, jsou pyrit, pyrhotin, magnetit, apatit, zirkon a titanit.

V granodioritech (obr. 3.2.1.2.1 a  3.2.1.2.3), na rozdíl od granitů, převažují nad draselnými živci kyselé plagioklasy – oligoklas a andezin, obsah křemene je nižší.

Granity a granodiority jsou pojmenovány podle převládajícího minerálu nebo podle přítomnosti vedlejších minerálů. Známy jsou:

-   dvojslídný granit – převaha světlé i tmavé slídy

-   biotitický granit – převaha biotitu

-   pyroxenický granit – v malém množství přítomnost pyroxenu

-   amfibolický granit - v malém množství přítomnost amfibolu

-   turmalinický granit - v malém množství přítomnost turmalínu.

·               Syenit

Syenit (obr. 3.2.1.2.1 a 3.2.1.2.4a,b) se řadí do skupiny hornin bez křemene (obsah SiO₂ je do 10%). Jeho hlavní součástí jsou světlé draselné živce, které převažují nad kyselými plagioklasy, biotit, amfibol a pyroxen (Šajgalík a kol., 1986). Akcesoricky se vyskytují v syenitu např. křemen, magnetit, granát, titanit a apatit.

Podle poměrného zastoupení tmavých minerálů se rozlišují :

-   biotitický syenit

-   biotiticko-amfibolický syenit

-   biotiticko-pyroxenický syenit

-   pyroxenický syenit.

·                Diorit

Diorit (obr. 3.2.1.2.1 a 3.2.1.2.5) se řadí k intermediálnímu typu magmatických hornin. Skládá se ze světlých kyselých plagioklasů (andezin), amfibolu, pyroxenu a biotitu. V akcesoriích mohou být přítomny draselný živec,  apatit a magnetit. Obsahuje-li křemen, hovoří se o křemenném dioritu, který představuje přechodný typ ke granitoidům (Čabalová, Baliak, Kopecký, 1999). Barva dioritu je většinou šedozelená.

Obsah tmavých minerálů je kriteriem rozdělení na:

-   amfibolický diorit

-   amfibolicko-pyroxenický diorit

-   biotiticko-amfibolický diorit

-   amfibolicko-biotitický diorit aj.

Amfibolické a pyroxenické diority bývají stálé horniny, zatímco typy, obsahující slídu, mohou rychle zvětrávat a rozpadat se na suť.

Přechodným článkem mezi dioritem a gabrem je gabrodiorit.

·                Gabro

Zástupcem bazických magmatických hornin je gabro (obr. 3.2.1.2.1 a 3.2.1.2.6a), které obsahuje bazické plagioklasy (labradorit, bytownit, anortit), pyroxen, amfibol a olivín. Akcesoricky se nejčastěji objevuje magnetit. Jedná se o horninu černošedou, často s odstínem do zelena.

Podle poměrného zastoupení tmavých minerálů se rozlišují:

-   pyroxenické gabro

-   amfibolické gabro

-   olivinické gabro.

U gaber často dochází ke druhotným přeměnám, které proběhly ve finálním stádiu vývoje horniny. Přeměnou jsou postiženy hlavně pyroxeny, které bývají nahrazovány z části uralitem. Tento proces bývá označován jako uralitizace.

Jsou-li v hornině hlavním minerálem hypersten a bazické plagioklasy, hornina se nazývá norit (obr. 3.2.1.2.6b). Mezi gabroidní horniny se řadí také anortozit (obr. 3.2.1.2.6c), který je výhradně nebo téměř výhradně složen z plagioklasu. Podle typu plagioklasu je název horniny odvozen.

·                Peridotit

Peridotit (také olivínovec) náleží do skupiny ultrabazických hlubinných magmatických hornin. V jejich složení obvykle schází živce a světlé minerály, hlavním minerálem je olivín, jehož serpentinizací mohou vzniknout serpentinity (hadce). Hornina je tmavá, středně až hrubozrnná (Čabalová, Baliak, Kopecký, 1999).

·                Pyroxenit

Ultrabazická tmavá hornina, tvořená více než 90% pyroxenů, se nazývá pyroxenit. Jedná se o horninu hrubozrnnou, bez živců, obsahuje jen s malé množství olivínu, amfibolu, biotitu a také magnetit, ilmenit, někdy chromit (Čabalová, Baliak, Kopecký, 1999).

·                Hornblendit

Hornblendit (také amfibolovec), ultrabazická hlubinná hornina, je tvořen minerálem amfibolem a malým množstvím olivínu, biotitu, pyroxenu. Hornblendit je středně až hrubozrnný.

3.2.1.3    Žilné magmatické horniny

Žilné horniny vytvářejí tělesa menších rozměrů. K jejich tuhnutí dochází ve svrchních částech zemské kůry. Minerální složení žilných ekvivalentů odpovídá jejich mateřským horninám.

·                Skupina granitu

žilným ekvivalentem granitu jsou granitové porfyry, pegmatity a aplity. Granitový porfyr mívá různou barvu – světle až tmavošedou, červenou i nažloutlou. Ve vyrostlicích je nejčastěji ortoklas, křemen a biotit. V pegmatitech lze spatřit minerály mimořádně velkých rozměrů. Pegmatity (obr. 3.2.1.3.1) vznikaly ze zbytkových roztoků magmatu, prosakují již utuhlými horninami a způsobují v nich četné změny (zvětšování krystalů, chemické změny apod). Aplity jsou naproti tomu jemnozrnné, jejich barva je velmi světlá.

·                Skupina syenitu

Syenitový porfyr je nejrozšířenějším žilným ekvivalentem syenitu. Může být nazelenalý, načervenalý nebo šedý.

·                Skupina diroitu

Porfyrické vyrostlice dioritových porfyritů jsou nejčastěji plagioklas, amfibol, biotit a pyroxen. Ojediněle se vyskytuje křemenný dioritový porfyrit – žilný ekvivalent křemenného dioritu.

·                Skupina gabra

V gabrových porfyritech jsou zastoupeny bazické plagioklasy (labradorit), pyroxen, amfibol a výjimečně také biotit. Nejčastěji bývá černošedý. Základní hmota horniny má porfyrickou a jemnozrnnou strukturu.

·                Skupina ultarbazických hornin

Kimberlity jsou nejznámějším zástupcem skupiny. Jsou tmavé, složené většinou z olivínu, v menším množství z pyroxenu, případně pyropu. Jsou mateřskou horninou diamantů.

3.2.1.4    Výlevné magmatické horniny

Výlevné magmatické horniny (obr. 3.2.1.4.1) pronikly na povrch jako láva, která utuhla v podobě rozmanitých tvarů (příkrovy, lávové proudy, sopečné kužely apod.). Někdy mohou pokrývat plochu velkou několik tisíc km².

Jejich struktura je obvykle jemnozrnná až celistvá a velmi často obsahuje vulkanické sklo, protože jejich tuhnutí probíhalo na vzduchu a bylo rychlé.

·                Ryolit

Ryolit je výlevným zástupcem hornin skupiny granitoidů. Podle věku se rozlišují paleovulkanické paleoryolity (ve starší literatuře křemenné porfyry) a neovulkanické ryolity (obr. 3.2.1.4.1 a 3.2.1.4.2a,b) a dacity (obr. 3.2.1.4.3).

Ryolit má shodné složení jako granit. Obsahuje křemen a biotit, nad plagioklasy převažují draselné živce (sanidin). Má porfyrickou strukturu s vyrostlicemi základních minerálů, textura může být všesměrná, pórovitá i proudová. Typická je pro ryolity jejich narůžovělá, načervenalá až fialová barva. Ekvivalentem křemenného dioritu je dacit (obr. 3.2.1.4.1 a 3.2.1.4.3). Obsahuje z živců pouze plagioklas (andezin), ve vyrostlicích se vyskytuje křemen, biotit, amfibol a pyroxen. Mívá světle až tmavošedou, někdy nazelenalou barvu. Paleoryolit je charakteristický vyšším stupněm přeměny. Ve vyrostlicích je křemen, draselný živec, plagioklas (Bizubová, 1998).

·                Trachyt

Trachyt (obr. 3.2.1.4.1 a 3.2.1.4.4) náleží mezi  výlevné horniny skupiny syenitu. Jeho složení bývá proměnlivé od alkalických typů až po normální trachyty. Jejich struktura může být tzv. trachytická – živce jsou lištovitě uspořádané, nebo porfyrická. Hornina je šedá, šedobílá (příp. nažloutlá), na omak drsná, s deskovitou odlučností.

·                Andezit

Andezit (obr. 3.2.1.4.1 a 3.2.1.4.5), výlevný ekvivalent dioritu, je složen z plagioklasů (andezin, oligoklas), amfibolu, pyroxenu a biotitu. Jeho barva je od světle šedé až po černou, může být i nazelenalý,  v závislosti na množství tmavých minerálů, velikosti vyrostlic, struktuře základní hmoty apod.

Bazaltické a pyroxenické andezity mívají vysokou pevnost v tlaku. Příznivé vlastnosti může zhoršovat hydrotermální změna plagioklasů ve směs albitu a sericitu, epidotu, chloritu, kaolinitu a kalcitu. Takto změněné andezity se stávají pro stavebnictví nevhodnými.

·                Bazalt

Skupina zahrnuje bazalt a olivinický bazalt. Oba jsou výlevným ekvivalentem hornin skupiny gabra.

Bazalt je bazická hornina složená z bazického plagioklasu a pyroxenu. V olivinickém bazaltu (obr. 3.2.1.4.1 a 3.2.1.4.6)je navíc olivín. V hornině se může vyskytovat také magnetit a ilmenit, výplní dutinek bývají zeolity. Textura bazaltů je všesměrná, fluidální nebo i mikromandlovcovitá. Některé olivinické bazalty mají výraznou sloupcovitou odlučnost (např. Panská skála u Kamenického Šenova, Vrkoč u Ústí nad Labem).

·                Melafyr a diabas

Melafyr (obr. 3.2.1.4.7) a diabas (obr. 3.2.1.4.8) jsou paleovulkanity gabrového typu a mohou mít dvojí charakter. Afanitické typy mívají makroskopicky celistvou strukturu, součástky nelze pouhým okem rozeznat, mohou mít mandlovcovitou texturu, přičemž výplň mandlí u melafyrů tvoří různé odrůdy křemene (chalcedon, achát) a kalcit, mandle diabasů vyplňují kalcit a chlorit. Afanitické melafyry jsou hnědočervené až hnědofialové, případně tmavošedé. Doleritické typy mají nejčastěji strukturu ofitickou, mezery mezi lištami plagioklasů jsou vyplněny několika augitovými zrny. Diabasy jsou šedozelené. Mladoproterozoické diabasy se nazývají spility (Šajgalík a kol., 1986).

Jsou-li diabasy druhotně nepřeměněné, lze je drcené využít jako kvalitní štěrk.

·                Fonolit

Fonolit (obr. 3.2.1.4.1 a 3.2.1.4.9) neboli znělec je výlevný ekvivalent syenitu. Obsahuje alkalické živce (sanidin), nefelin, případně jiné foidy, někdy pyroxen nebo amfibol. Má světlešedozelenou nebo šedou barvu a celistvou strukturu. Hornina vykazuje lasturnatý lom  a deskovitou odlučnost.

3.2.1.5    Magmatické horniny ve stavební praxi

Velmi kvalitní stavební surovinou jsou především hlubinné a výlevné magmatické horniny. Hojně se využívají jako stavební kámen i drcené kamenivo (viz. kap. 5.2 – Stavební suroviny).

Nejlepší vlastnosti mají hlubinné horniny, protože vznikaly postupnou krystalizací, jsou proto rovnoměrně zrnité, holokrystalické, hutné, kompaktní, málo pórovité, s nízkou nasákavostí a značnou pevností (Čabalová, Baliak, Kopecký, 1999). Naproti tomu velké krystaly hrubozrnných hornin snadno praskají a zvětrávají, čímž narušují celistvost horniny. Při náhlých změnách teplot praskají sklovité horniny. Zvýšená pórovitost výlevných hornin je způsobena únikem plynů z lávy, která tuhla na zemském povrchu.

Nejužívanější stavební surovinou jsou granitoidy, které jsou nejsnáze opracovatelné a které slouží na výrobu dlažebních kostek, chodníkových obrubníků, stavebních kvádrů, žuly s kvádrovitou odlučností jsou vhodné jako sochařský a kamenický materiál. Jako kámen do betonu lze granitické horniny použít pouze v případě, že beton nebude vystaven velkým teplotním rozdílům, protože při nich dochází u křemene k objemovým změnám.

Vyhledávaným dekoračním kamenem je labradorit, hornina skupiny gabra, pro nějž je charakteristická duhová hra barev na štěpných plochách živců. V České republice se nevyskytuje. Kvalitní silniční a železniční štěrk a kámen do betonu poskytují hornblendity. Ryolity lze použít na kamenné zdivo a dekorační kámen, jako silniční štěr ka štěrk do betonu jsou vhodné druhy méně pórovité. Dobře opracovatelné jsou trachyty, proto se používají jako kámen pro zdivo nebo pro kamenické práce, poskytují však také štěrk nižší kvality. Zatímco pro štěrk i kámen do betonu jsou bazalty vhodné, nelze je využít tam, kde jsou vystaveny tření (např. vozovky, kde se rychle ohladí a stanou se kluzkými). Využívají se však pro výrobu taveného čediče, jehož pevnost v tlaku je až 600 MPa, takže je jeho opotřebitelnost několikanásobně nižší než v případě litiny (Šajgalík a kol., 1986).

3.2.2        Sedimentární horniny

Sedimentární horniny jsou nejvíce zastoupenou skupinou jak na zemském povrchu tak i na mořském dně. Jejich vznik je spojen se souborem geologických procesů, které probíhají na zemském povrchu: rozrušování mechanickým, chemickým i biochemickým zvětráváním a erozí magmatických, metamorfovaných i sedimentárních hornin, transport, sedimentace, diageneze a litifikace.

3.2.2.1    Vznik sedimentárních hornin

·                Zvětrávání

Během zvětrávání, kterému horniny zemské kůry podléhají, dochází ke změnám stavu, složení i vlastností hornin na zemském povrchu působením atmosféry, klimatu, hydrosféry, biosféry i antropogenních činitelů (viz. video - Příklad hloubkového zvětrávání, Nový Zéland). Produkty vzniklé zvětrávacími pochody mohou delší dobu ležet na místě svého vzniku, tyto se označují jako eluvium (zvětralinový plášť), které pod povrchem zvolna přechází do skalního podkladu. Zvětrávání může mít povahu mechanického nebo chemického rozkladu horniny.

Mechanické zvětrávání způsobuje rozpad (dezintegraci) horniny na různě velké úlomky bez chemické změny výchozího materiálu. Rozrušení hornin je způsobeno změnou napjatosti v hornině, ke které dochází fyzikálními vlivy (změnou původní napjatosti, vlivem tepelných změn, účinky mrazu, krystalizací solí v roztocích, organismy, vegetací aj.

Změna původní napjatosti bývá výsledkem změny hloubkové polohy masivu vůči zemskému povrchu, protože hornina je ve velkých hloubkách vystavena vysokému převážně všesměrnému tlaku a po vynesení masivu k povrchu (geologickými pochody, denudací, hloubkovou erozí atd.) dochází k odlehčení. Zároveň probíhají změny tepelné, protože hornina se ochlazuje na místní klimatické podmínky. Následkem těchto změn se vytvářejí pukliny a trhliny, které jsou orientovány podle působení silového pole (Šajgalík a kol., 1986). Vzniklými diskontinuitami může pronikat voda, která napomáhá dalšímu rozrušování.

Tepelné vlivy se uplatňují především v oblastech se značnými rozdíly mezi denními a nočními teplotami (např. pouštní nebo horské oblasti).

Voda ve skupenství ledu dokáže za běžných atmosférických podmínek zvětšit svůj objem až o 9%. V této formě může v úzkých trhlinách roztrhat masiv do rozvolněných bloků (podle hustoty puklinového systému). Často se také, zvláště v horských oblastech, připojuje účinek denních rozdílů teplot kolem bodu mrazu. Vznikají kamenité suti. Stejně jako led krystalizují v trhlinách solné roztoky. Velké tlaky může vyvolat např. sádrovec, který vzniká z bezvodého anhydritu.

Účinky vegetace (obr. 3.2.2.1.1) spočívají např. v tom, že kořeny rostlin působí tlakem na okolí jako klíny, které rozšiřují pukliny a uvolňují balvany. Navíc se uplatňuje i chemické působení huminových a jiných biogenních produktů.

Při chemickém zvětrávání dochází k rozkladu (dekompozici) horniny. Její látkové složení se mění. Chemické zvětrávání je způsobeno hlavně vodou a látkami v ní rozpuštěnými – kyslík, oxid uhličitý aj., účinky se s teplotou zvyšují. Hloubkový dosah chemického zvětrávání je přibližně dán možností cirkulace vody v horninovém prostředí.

Jedním ze způsobů chemického zvětrávání je oxidace (obr. 3.2.2.1.2). Postihuje především nestabilní horninové složky a vytváří nové sekundární minerály. Oxidací vzniká např. z magnetitu hematit, pyrit a markazit oxiduje na limonit, který barví zvětralé horniny hnědou až rezavou barvou atd.

Během hydrolýzy se složité chemické sloučeniny štěpí vlivem disociační schopnosti vody. Tento proces dokáže štěpit i prakticky nerozpustné silikátové minerály. Např. v teplém a vlhkém prostředí se živce mění na vodnaté alumosilikáty, hlavně kaolinit, proto se proces zvětrávání nazývá kaolinizace.

Nejběžnějším a nejjednodušším způsobem zvětrávání je rozpouštění. Typickým příkladem je krasovění (obr. 3.2.2.1.3, kap. 8.5 - Geologická činnost podzemní vody) – rozpouštění vápenců vodou, která je bohatá na oxid uhličitý. Nejsnáze rozpustné jsou solné sedimenty.

Karbonatizací se vytvářejí nové uhličitany. Atmosférický CO₂ se váže srážkovou vodou s CaO, uvolněným zvětráváním z minerálů na novotvořený CaCO₃, podobně se MgO mění na MgCO₃ (Šajgalík a kol., 1986).

Hydratace je příjem vody v minerálech a horninách. Dochází k ní při zvětrávání bezvodých minerálů. Např. anhydrit CaSO₄ se hydratací mění na sádrovec CaSO₄.2H₂O.

Z pohledu stavební praxe má zvětrávání vliv na fyzikálně-mechanické vlastnosti horninového masivu, na geodynamické procesy a jejich rozvoj, na posouzení vhodné hloubky a způsobu zakládání staveb, na návrh sklonů svahů a zajištění jejich stability, na potřebu ochrany dočasně odkrytých základových spár, na zatřídění hornin do třídy těžitelnosti, na trvanlivost kamenických výrobků (Čabalová, Baliak, Kopecký, 1999).

·                Transport

Produkty zvětrávání mohou, jak bylo výše uvedeno, zůstat na místě vzniku nebo se mohou přemísťovat gravitací, vodou, větrem, pomocí ledovců, případně může probíhat vulkanický transport.

Účinek gravitace je závislý na reliéfu povrchu území. Pokud působí přímo, dochází k ploužení, sesouvání, tečení (obr. 3.2.2.1.4) nebo řícení (kap. 8.1.2 - Klasifikace svahových pohybů), pokud působí nepřímo, pak prostřednictvím vody, ledu nebo vzduchu. Gravitací vznikají svahové sedimenty, jež prodělaly krátký transport, je pro ně typická nevytříděnost.

Proudící voda,  odnáší produkty zvětrávání a tam, kde unášecí schopnost vody klesá materiál opět sedimentuje (kap. 8.2 - Geologická činnost povrchových vod). Transport probíhá také ve vodních nádržích, jezerech a mořích. Vodní plochy zvlněné větrem narušují pobřeží, odkud se do vody dostávají klastické úlomky, které se ve vodě neustále pohybují, přemisťují a znovu ukládají.

Eolický transport (obr. 3.2.2.1.5) je závislý na atmosférickém proudění a rychlosti větru. Na velké vzdálenosti mohou být přenášeny jemné částice uvolněné větrnou erozí – deflací (kap. 8.7 - Geologická činnost větru). Větší částice se pohybují sunutím nebo saltací.

V oblastech s ledovci se uplatňuje glaciální transport. Charakteristickým znakem materiálu, který byl tímto médiem transportován, je nevytříděnost, nestejnorodost a ostrohrannost. Materiál, který se pohybuje velmi pomalu, je obrušován a sám zároveň obrušuje horninový podklad.

Pyroklastický vulkanický materiál je transportován vulkanickým transportem (obr. 3.2.2.1.6) – lávovými proudy, sopečnými balvany, bombami apod. Vzdálenost přenosu je dána intenzitou sopečné erupce (Čabalová, Baliak, Kopecký, 1999).

·                Sedimentace

Během sedimentace se klastický, chemogenní nebo biogenní materiál ukládá a vznikají sedimenty. Může probíhat ve formě usazování úlomků, vysrážení solí z přesyceného roztoku i akumulace schránek horninotvorných organismů.

K ukládání sedimentů dochází v různých prostředích (tab. 3.2.2.1.1 a 3.2.2.1.2).

Tab. 3.2.2.1.1.  Klasifikace sedimentačních prostředí podle Čabalové, Baliaka, Kopeckého (1999)

Tab. 3.2.2.1.2  Klasifikace sedimentačních prostředí podle Šajgalíka a kol. (1986)

Sedimentaci ovlivňují např. chemismus prostředí (salinita vody, acidita, alkalita, pH, Eh aj.), teplota, tlak, proudění různých médií atd. Samotné sedimentační prostředí je dáno geografickou polohou, geomorfologií terénu, topografií atd.

·                Diageneze a litifikace

Diageneze je soubor procesů, které zpevňují uložené sedimenty v pevnou horninu (Šajgalík a kol., 1986). Zahrnuje krystalizaci, rekrystalizaci, oxidaci, redukci, adsorpci, rozpouštění, migraci látek, bakteriální procesy aj. Diageneze probíhá za normálních tlaků a teplot na povrchu sedimentu i po jeho překrytí jinými sedimenty. Během litifikace se mění nezpevněné sedimenty na zpevněné působením diagenetických procesů, z nichž nejdůležitější je vytváření tmelu, který zásadně ovlivňuje vlastnosti hornin (Čabalová, Baliak, Kopecký, 1999). Při vytváření tmelu (proces cementace) se ukládají minerální látky v mezerách sedimentárních částic. Tak se částice sedimentu zpevňují. Tmel vzniká v různých fázích diageneze, s jeho nárůstem vzrůstá pevnost a klesá pórovitost sedimentu. Popisován je podle minerálního složení nebo podle způsobu výskytu v sedimentu.

3.2.2.2    Úložné útvary sedimentárních hornin

Základním znakem sedimentárních hornin je jejich vrstevnatost. Hornina se člení na deskovitá tělesa označována jako vrstvy, nejjednodušší sedimentární tělesa, jejichž petrografické složení je stejné (např. vrstva pískovce, atd.) a vznikla za shodných fyzikálně chemických podmínek sedimentace. Vrstvu omezují nahoře i dole vrstevní plochy, mezi nimiž se vytvářejí vrstevní spáry. Vrstevní plochy představují plochy diskontinuity, obvykle na nich dochází k nejsnazší odlučnosti, mění se na nich mechanické i jiné vlastnosti masivu.

Důležitou charakteristikou vrstvy je mocnost – vzdálenost (nejčastěji nejkratší) mezi spodní a svrchní vrstevní plochou. Na základě tohoto znaku se vrstvy klasifikují (tab. 3.2.2.2.1).

Tab.  3.2.2.2.1  Klasifikace vrstev podle mocnosti (Kumpera, Foldyna, Zorkovský, 1988)

Mocnost vrstvy může být v celé své rozloze stálá,  může se postupně zmenšovat – tzv. vyklínění, nebo se naopak zvyšovat – tzv. nasazení. Pokud se postupně ve vrstvě mění petrografické složení, označuje se tento jev, zejména u slojí a rudných loží, jako vyhluchnutí.

Plošně rozměr vrstev kolísá v rozmezí několika řádů.

Kromě vrstev jsou známa také nepravidelná tělesa, především čočky a hermy. U čočky (obr. 3.2.2.2.1) převažuje rozloha nad mocností, hermy jsou nepravidelně omezeny s horizontálním rozměrem nepřevažujícím nad mocností (Kumpera, Foldyna, Zorkovský, 1988).

V případě, že se vrstvy přibližně stejného petrografického složení opakují, hovoří se o souboru vrstev - souvrství (obr. 3.2.2.2.2, Kumpera, Foldyna, Zorkovský, 1988). Rozlišují se u něj nadložní (v normální poloze mladší) vrstvy a podložní (starší) vrstvy. Jednotlivé soubory vrstev se mohou stratigraficky stýkat souhlasně nebo nesouhlasně. V případě konkordance – souhlasného uložení vrstev, došlo bez přerušení sedimentace ke změně jednoho druhu souboru na druhý. Pokud se po uložení vrstvy vyzdvihla sedimentační pánev nad hladinu, další soubor vrstev se ukládá diskordantně – nesouhlasně. Časový interval, během něhož sedimentace neprobíhala, se nazývá stratigrafický hiát. Během tohoto období mohly podložní vrstvy podléhat erozi a denudaci. Diskordance může být skrytá, což může svědčit o tom, že během hiátu nedošlo k vrásnění podloží. Zjevná (obr. 3.2.2.2.3),  úhlová, angulární) diskordance je důkazem vrásnění a denudace podložního vrstevního sledu, na nějž se nadložní vrstvy ukládaly. Nadložní vrstvy se tak mohou stýkat s podložím různého stáří (Kumpera, Foldyna, Zorkovský, 1988).

3.2.2.3    Charakteristiky sedimentárních hornin

·                Minerální složení

V každé sedimentární hornině je soubor složek, odpovídající podmínkám vzniku. Mechanickým zvětráváním matečné horniny se vytvořily úlomkovité částice, chemickými změnami původního materiálu vznikly chemogenní minerály a navíc mohou sedimenty obsahovat ještě organogenní složky, např. schránky živočichů. Základní složky mohou být tvořeny stabilními horninotvornými minerály, které při zvětrávání matečné horniny přecházejí do sedimentů (např. křemen, slída, živce), stabilními sekundárními minerály, jejichž vznik je spjat s chemickými přeměnami během zvětrávání (např. jílové minerály), a roztoky minerálních solí, minerály chemogenního původu, které mohly vzniknout vysrážením z roztoků nebo pomalým vylučováním a krystalizací během diageneze (např. opál, kalcit, aragonit, hematit, limonit, sádrovec, halit aj.; Čabalová, Baliak, Kopecký, 1999).

·                Struktury sedimentárních hornin

Struktury představují charakteristické znaky jednotlivých částic a vzájemné vztahy mezi nimi (Šajgalík a kol., 1986). Lze je rozdělit na primární a sekundární.

Primární struktury vznikly během sedimentace, zatímco sekundární se vytvořily až po uložení. Dělí se dále podle různých kriterií (tab. 3.2.2.3.1).

Tab. 3.2.2.3.1  Rozdělení struktur sedimentárních hornin (podle Šajgalíka a kol., 1986)

Struktura detritická je tvořena úlomky karbonátových hornin. Obsahuje--li navíc taková hornina úlomky organismů, označuje se struktura jako organodetritická. Pokud organické zbytky nenesou stopy opracování, jedná se o strukturu organogenní. Karbonátový tmel (s velikostí částic do 0,01 mm) je základem hornin se strukturou kalovou, horniny s pelitomorfní strukturou jsou tvořeny celistvou karbonátovou hmotou a nemají mikroskopicky rozlišitelná zrna (Kudělásková, 1988).

Úlomky v případě brekciovitých (obr. 3.2.2.3.1) struktur nejsou opracované, zatímco valouny v horninách s konglomerátovou (obr. 3.2.2.3.2) strukturou opracovány jsou.

Základní hmota pórové struktury vyplňuje póry mezi dotýkajícími se zrny. U dotykové je základní hmota jen v místě dotyků jednotlivých zrn (struktura typická pro nedokonale zpevněné sedimenty).  Malé množství tmelu nebo základní hmoty vytváří povlaky kolem klastických zrn u povlakové struktury. Hornina s výplňovou strukturou obsahuje mladší tmel druhé generace v pórech nedokonale zaplněných tmelem starším. Klastické částice „plovoucí“ v základní hmotě a vzájemně se nedotýkající jsou typické pro bazální strukturu (Kudělásková, 1988).

Zrna izometrické struktury jsou vyvinuta stejnoměrně, na rozdíl od struktury anizometrické, jejíž zrna mají nestejnoměrný vývoj.

Hornina se zrnitou strukturou je tvořena agregátem, který se dotýká nerovnoměrně omezených zrn. V mozaikové struktuře se izometrická zrna dotýkají v rovných liniích. Zrna suturovité struktury do sebe zapadají laločnatě nebo zubovitě (Kudělásková, 1988).

Regenerační struktura se vyznačuje tím, že klastická zrna obrůstají obrubou téhož složení. Struktura sedimentu, u níž tmel koroduje klastická zrna, se nazývá korozní (Kudělásková, 1988).

·                Textury sedimentárních hornin

K základním texturním znakům sedimentárních hornin patří uspořádání stavebních jednotek ve vrstvách (obr. 3.2.2.3.3, tab. 3.2.2.3.2 a video - Příklad střídání poloh v sedimentárním komplexu). Texturní znaky mohou být vnější a vnitřní.

Tab. 3.2.2.3.2  Texturní znaky sedimentárních hornin (Šajgalík a kol., 1986)

3.2.2.4    Klasifikace sedimentárních hornin

Existuje několik způsobů klasifikace sedimentárních hornin, ale nejčastěji se rozlišují dvě hlavní velké skupiny – klastické a cementační sedimenty. U klastických sedimentů převládají úlomky, u cementačních jsou v převaze tmelotvorné stavební součásti, které se při poměrně malých tlacích a v poměrně krátkém časovém období dokážou snadno spojit a vytvořit zpevněný agregát (Konta, 1972). Pro účely stavební praxe je vhodnější rozdělení sedimentárních hornin na:

-   klastické (úlomkovité)

-   chemicko-biochemické a organogenní

-   antropogenní

Kromě výše uvedených se vymezuje navíc např. skupina sedimentů pyroklastických, které se usazují po explozivním typu erupce, během níž sopka vyvrhuje kromě lávy také nesoudržný klastický materiál – pyroklastický materiál. Ten se usazuje buďto přímo v okolí sopky, případně je vzduchem transportován do větších vzdáleností, kde se smísí s místním sedimentárním materiálem a vznikají tzv. tufity s rozličným zrnitostním složením.

Podle velikosti úlomků se vulkanický materiál rozděluje na velmi jemný  vulkanický popel, vulkanický popel, písek, lapilli, vulkanické kameny a bomby (obr. 3.2.2.4.1), největší jsou vulkanické bloky a balvany (Čabalová, Baliak, Kopecký, 1999).

K sedimentárním horninám se řadí také kaustobiolity, hořlavé sedimenty organického původu tvořené sloučeninami uhlíku. Skupina zahrnuje rašelinu, uhlí (černé, obr. 3.2.2.4.2;  i hnědé), ropu a asfalt, hořlavé břidlice a živice.

3.2.2.4.1           Klastické sedimentární horniny

Klastické sedimentární horniny vznikly mechanickým zvětráváním již existujících hornin a hromaděním jejich úlomků. Mohou být jak nezpevněné, tak zpevněné a rozdělují se podrobněji podle velikosti zrna (tab. 3.2.2.4.1.1).

Tab. 3.2.2.4.1  Rozdělení klastických sedimentů (upraveno podle Kukala, 1985)

·                Psefity

Psefitické horniny obsahují snadno rozpoznatelné úlomky hornin. Jsou-li zrna neopracovaná, pak se nezpevněný zástupce této skupiny označuje jako kamenitá suť, zpevněný je označován jako brekcie (obr. 3.2.2.4.1.1a,b). Úlomky zpevněných slepenců (obr. 3.2.2.4.1.2a,b) a nezpevněných štěrků jsou většinou vodou opracovány, přičemž stupeň opracování je závislý na délce transportu a odolnosti horniny (Čabalová, Baliak, Kopecký, 1999).

Psefity se posuzují také podle mineralogického složení klastů. Monomiktní psefity jsou tvořeny úlomky jediného minerálu nebo horniny, oligomiktní sedimenty obsahují dva sobě blízké klasty (např. křemen + křemenem bohaté horniny) a v polymiktních sedimentech jsou 3 – 4 a více typů klastů.

Podle vztahu mezi klasty a mezerní hmotou (matrix) se rozlišují psefity s valounovou podpůrnou strukturou, u níž se částice klastů vzájemně dotýkají, a s podpůrnou strukturou matrix, u níž klasty „plavou“ v mezerní hmotě.

·                Psamity

Psamity (zpevněné i nezpevněné, obr. 3.2.2.4.1.3) obsahují více než 50% pískových zrn, jejichž velikost je v rozmezí 0,063 až 2 mm. Jsou tvořeny převážně křemenem, živci, úlomky stabilních a nestabilních minerálů a také aleuritickými, pelitickými i psefitickými částicemi (Kudělásková, 1988).

Hlavním texturním znakem psamitických hornin je vrstevnatost a zvrstvení. Zvrstvení bývá nejčastěji horizontální nebo šikmé.

Písky představují nezpevněné zástupce skupiny psamitů. Obsahují hlavně zrna křemene, méně pak živce, slídy, v malém množství těžké minerály (např. zirkon, apatit, turmalín, rutil aj.) a jílové minerály. Podle složení jsou odvozeny i názvy pro jednotlivé druhy písků i jejich zpevněných ekvivalentů (např. glaukonitický, křemenný, arkózový písek atd., Kudělásková, 1988). Podle velikosti částic se rozlišují písky jemnozrnné (velikost částic do 0,063 mm), středozrnné (0,25 – 0,063 mm) a hrubozrnné (2 – 0,25 mm).

Písky lze klasifikovat i podle místa svého vzniku. Eluviální písky neprodělaly žádný transport. Leží na zvětralinovém pokryvu matečné horniny. Mořské písky mohou být zrnitostně vytříděné (příbřežní plážové písky) nebo nevytříděné s větší příměsí jílu. Ve stavebnictví často využívány jsou jezerní písky, které mají ve srovnání s říčními mnohem větší podíl prachovité a jílovité příměsi. V korytech a terasách řek se vyskytují říční písky. Je pro ně charakteristický větší podíl nestabilních složek, špatné vytřídění a šikmé zvrstvení ve směru toku. Jsou rovněž využívány jako stavební materiál. Podobné rysy mají i písky glacifluviální. Eolické písky jsou dobře vytříděné, zrna jsou zaoblena, obsahují značné množství křemene (Kudělásková, 1988).

Hlavní složkou pískovce (obr. 3.2.2.4.1.4), nejrozšířenějšího zástupce psamitů, jsou písková zrna. Obsahují do 10% psefitických a do 20% jílovitých částic, dále prachovito-jílovitou příměs (matrix) a v různém množství tmel  (Kudělásková, 1988). Barvu pískovců ovlivňují příměsi. Např. načervenalou barvu dává pískovci příměs železa, nazelenalou glaukonit apod. Nejběžnějším typem zvrstvení pískovců je šikmé, vyskytuje se však také i gradační. Obsahuje-li psamit více než 90% zrn křemene, označuje se hornina jako křemenec. Zrna jsou v tomto případě obrostlá cementačním křemenem. Hornina je velmi odolná a bývá většinou světlé barvy.

U arkózy (obr. 3.2.2.4.1.5 a 3.2.2.4.1.6) převažují úlomky kyselých magmatitů a rul nad úlomky ostatních horn. Její hlavní složkou jsou psamitová zrna, živců spolu s dalšími úlomky nestabilních hornin obsahuje nad 25%, psamitů je do 10% a lutitové složky do 20%. Arkózy vznikají sedimentací v mořských a jezerních pánvích. Jejich barva, v závislosti na látkovém složení, je nejčastěji růžová (způsobená přítomností růžového ortoklasu) nebo šedá. Vytváří málo mocná souvrství, nejsou příliš vytříděné, zrna jsou nedostatečně opracována.

Droby (obr. 3.2.2.4.1.7 a 3.2.2.4.1.8) jsou složeny kromě minerálních zrn také z úlomků hlavně jílovitých  břidlic. Lutitový materiál je v množství menším než 20%, psefitů je do 10%, živců a úlomků nestabilních hornin je více než 10%. Jílovitá základní hmota tvoří 20 – 75% horniny a může obsahovat např. chlorit, sericit, biotit atd. Barva je dána složením tmelu, obecně se ale jedná o horninu tmavší, může být modravě šedá, nazelenale šedá až tmavošedá načervenalá, ale i světlešedá a nažloutlá.

·                Aleurity

Podstatnou složkou aleuritů jsou klastická zrna, jejichž velikost je v rozmezí 0,063 až 0,002 mm. Jsou-li nezpevněné, hovoří se o spraších, zpevněné se nazývají prachovce.

Spraše (obr. 3.2.2.4.1.9 a 3.2.2.4.1.10) jsou nezpevněné, avšak soudržné sedimenty, jejichž původ je eolický. Jejich hlavní složkou jsou zrna křemene (30 – 80%), v menším množství živce (4 – 25%) a slídy (2 – 12%), případně akcesorické minerály, z jílových minerálů jsou to např. illit, montmorillonit nebo kaolinit. Spraše jsou charakteristické tím, že obsahují také 3 – 30% karbonátů (kalcit, aragonit, dolomit apod.). Barva spraší je většinou žlutošedá, šedohnědá nebo šedočerná, jejich struktura bývá nevrstevnatá. Tam, kde spraše vytvářejí mocný pokryv, se reliéf vyznačuje hlubokými roklemi a svislými stěnami, nezřídka jsou k vidění pseudokrasové jevy (např. závrty, jeskyně, ponory). Spraše jsou neulehlé, makropórovité zeminy s nestálou vazbou mezi částečkami. Jejich vlastnosti jsou dány pórovitostí, obsahem uhličitanů a nestálostí vazeb mezi částečkami. Dochází u nich k jevu, který se nazývá prosedavost. Takové zeminy dovedou náhle zmenšit svůj objem vlivem převlhčení (případně antropogenní činností), vápnitý tmel se rozpouští a nastává kolaps struktury. K prosedání může dojít např. u staveb, jež byly na spraších založeny a u nichž došlo např. k porušení vodovodních a kanalizačních sítí, čímž došlo k prosakování vody do podzákladí.

Zpevněným aleuritickým sedimentem jsou prachovce (obr. 3.2.2.4.1.11). Prachovce vznikly zpevněním prachových částic především mořských a jezerních sedimentů. Obsahují zrna křemene, živců, slíd, jílových minerálů a akcesorických těžkých minerálů. Jsou tence vrstevnaté, v tenkých vrstvičkách se střídají polohy s větším podílem zrnek křemene s polohami se slídou nebo organickou hmotou. Texturním znakem prachovců je šikmé zvrstvení. Barva může být šedá až tmavě šedá.

·                Pelity

Pelity jsou tvořeny částicemi, jejichž velikost nepřesahuje 0,002 mm. Nezpevněné se nazývají jíly, zpevněné jílovce.

Jíly tvoří lístkovité jílové minerály, v menším množství křemen, slídy, chlority a živce. Jejich barva je závislá na příměsích, může být šedavě bílá, namodralá, růžová až červená až černá, zelená. Jíly mají charakteristické vlastnosti, které se projevují především při styku s vodou. Jílové minerály jsou schopny přijmout velké množství vody, čímž dodávají jílům plasticitu a tvárlivost. Mohou bobtnat a ve vodě se rozpadat. Naopak za sucha jsou jíly nelesklé, na omak mastné a  smršťují se.

Podle původu se rozlišují jíly reziduální, vzniklé zvětráváním hornin in situ a transportované. Podle způsobu transportu mohou být jíly aluviální, jejichž znakem je horizontální i vertikální nestálost. Jíly jezerní se vyznačují dobrou vytříděností, jsou jemnozrnné a značně mocné. Mořské jíly jsou vytříděné, jemnozrnné, pravidelně vrstevnaté.

Pojmenování jílů (i jílovců) se řídí převládajícím jílovým minerálem (např. kaolinitové, illitové pelity apod.). Kaolinitové jíly jsou produktem zvětrávání živcem bohatých hornin (např. alkalický syenit, arkóza, rula…). Jsou-li zbaveny stabilních součástí (křemen), získává se z nich kaolín. Montmorillonitové jíly (obr. 3.2.2.4.1.12) vznikají při zvětrávání bazických vulkanických hornin.

Zpevněné jíly, jílovce (obr. 3.2.2.4.1.13), mají černou barvu, jsou laminované až lupenité, se střípkovitým rozpadem.  Plochy odlučnosti jsou paralelní s původní sedimentární vrstevnatostí. Nejznámější jsou kaolinitové jílovce, které se také označují jako lupky. Jsou zpevněné jen částečně. Za sucha se střípkovitě rozpadají.

Diagenezí illitových jílů vznikají jílovce s dobrou vrstevnatostí až druhotnou břidličnatostí. Úlomky těchto hornin se ve vodě rozpouštějí až za několik dní. Tvoří je illit, chlorit a muskovit.

Slíny představují přechodný element mezi pelitickými a  chemickými sedimenty. Vznikly mořskou sedimentací a obsahují 25 až 75% jílu a 25 až 75% vápence (Čabalová, Baliak, Kopecký, 1999). Zpevněním vzniká slínovec (obr. 3.2.2.4.1.14). Pokud zpevněné písčité slínovce obsahují navíc jehlice křemitých hub, označuje se hornina jako opuka (obr. 3.2.2.4.1.15,a,b). Mívá bíložlutou až okrovou barvu.

3.2.2.4.2           Chemicko-biochemické a organogenní sedimentární horniny

Chemicko-biochemické a organogenní horniny vznikly vylučováním látek z vodných roztoků, případně ze sloučenin během zvětrávání nebo z roztoků cirkulujících z velkých hloubek (bez ohledu na způsob vysrážení – např. vypařováním, chemickými reakcemi atd.).

Podle chemického složení se horniny této skupiny rozdělují na karbonáty, silicity, ferolity a manganolity, evapority, fosfority, ality a kaustobiolity (tab. 3.2.2.4.2.1).

Tab. 3.2.2.4.2.1  Základní skupiny chemicko-biochemických a organogenních sedimentů

·                Karbonáty

Z hlediska minerálního složení, které je značně proměnlivé v závislosti na sedimentačním prostředí a podmínkách vzniku, mohou být karbonáty tvořeny kalcitem, aragonitem, dolomitem, magnezitem, sideritem, obsahovat mohou navíc i nekarbonátové složky, např. SiO₂ v různých formách, jílové minerály aj.

Nejznámějšími karbonátovými horninami jsou vápenec a dolomit.

Hornina, která obsahuje více než 50% uhličitanu vápenatého (CaCO₃), se nazývá vápenec (obr. 3.2.2.4.2.2a,b,c). Uhličitan vápenatý je tedy jeho hlavní složkou, mimo níž může obsahovat i složky jiné, např. jíl, dolomit apod. Pokud je hornina tvořena více složkami (karbonatickými i nekarbonatickými), její název se řídí procentuálním podílem složek (obr. 3.2.2.4.2.1).

Vápence lze rozdělit podle geneze na detritické, organogenní a chemogenní. Detritické vápence jsou tvořeny karbonátovými úlomky (hrubými, středními nebo jemnými). Obsahují-li navíc úlomky tuhých částí organismů, označují se jako organodetritické. Základem organogenních vápenců jsou hlavně schránky lastur, které pocházejí především ze zbytků korálů, schránek dírkovců, ramenonožců, hlavonožců, mechovek, dále kosterní zbytky živočichů, případně rostlinných stélek apod. Názvy organogenních vápenců jsou často odvozeny od názvu organismu, z jehož schránek (nebo zbytků) vznikly (např. numulitové, krinoidové vápence aj.). Ke vzniku chemogenních vápenců došlo chemickým vysrážením uhličitanu vápenatého ze studených nebo horkých minerálních vod a pramenů. Nejznámějším chemogenním vápencem je travertin (obr. 3.2.2.4.2.3 a viz. video - Waiotapu Thermal Wonderland, Nový Zéland), hornina vzniklá ze studených pramenů, silně pórovitá, zřídka vrstevnatá. Pokud se vysrážení travertinu účastní horké prameny, které místo kalcitu obsahují aragonit, vzniká zřídlovec nebo hrachovec. Do skupiny chemogenních vápenců patří také tzv. jezerní křída, nezpevněný karbonátový sediment, který se vytváří na dně stojatých vod vysrážením uhličitanu vápenatého  na rostlinách (Šajgalík a kol., 1986).

Dolomity (obr. 3.2.2.4.2.4 a 3.2.2.4.2.5a,b) se vytvářejí nedaleko mořského pobřeží v rozsáhlých mělčinách. Složeny jsou  z více než 50% minerálu dolomitu, dále z illitu a jiných dalších příměsí (např. bitumenu). Nezpevněný bývá velmi vzácný a nazývá se dolomitové bahno. Dolomity mají šedou až tmavě šedou barvu, středně až jemně zrnitou strukturu a masivní a kompaktní texturu. Rozlišit je od vápenců lze s pomocí kyseliny chlorovodíkové. Zatímco vápence na kyselinu silně reagují šuměním, u dolomitů tato reakce chybí.

·                Silicity

Silicity, křemité horniny, vznikají chemickým, biochemickým a diagenetickým vysrážením oxidu křemičitého. Hlavními složkami jsou opál, chalcedon a křemen.

Silicity lze rozdělit podle několika hledisek. Jedním z nich je obsah horninotvorných organismů. Obsahuje-li hornina radiolarie, nazývá se radiolarit, pevný lehký světlešedý spongolit je tvořen více než 50% jehlic hub, diatomit (obr. 3.2.2.4.2.6) je složen z více než 40% schránek odumřelých prvoků – rozsivek. Dělení podle struktur se řídí převládajícím charakterem mikroskopické křemité hmoty (Kukal, 1985).

Podle minerálního složení lze silicity rozdělit do dvou skupin, opálové a křemenné. Podle struktury pak na skeletové silicity, obsahující organické složky, zrnité bez organismů a silicity tvořené agregátními tělísky, u nichž se název odvozuje podle charakteru tělísek (např. oolitový, intraklastový silicit atd.; Konta, 1972).

Světová literatura uvádí dělení genetické, u něhož se vymezuje skupina chemogenních silicitů (např. křemité sintry, geysirity), biogenních, diagenetických a kryptogenních (s nejasným původem, např. buližník).

Kromě zmíněných diatomitů, radiolaritů a spongolitů jsou dalšími zástupci skupiny silicitů např. geysirit, limnokvarcit, jaspis, jaspilit, lydit a buližník.

Geysirit (obr. 3.2.2.4.2.7) je světlá hornina, která se podobá tufům. Jeho výskyt je vázán na výrony horkých podzemních vod spojených s postvulkanickou činností. Je vrstevnatý, přírůstkové vrstvičky jsou nepravidelné. Limnokvarcit (obr. 3.2.2.4.2.8) má šedou až šedomodrou barvu. Opálová nebo slabě rekrystalizovaná vrstevnatá hornina může obsahovat také rostlinné zbytky. Jaspilit je vrstevnatý, páskovaný. V páscích se střídají železitý rohovec (jaspis) a hematit. V jaspisu se kombinuje chalcedonová a opálová hmota. Bývá zbarven příměsemi železa do červena, rezava nebo žluta. Někdy může obsahovat i rostlinné zbytky. Velmi tence vrstevnatý černý lydit (obr. 3.2.2.4.2.9) se používá pro šperkařské účely. Složen je hlavně z chalcedonu, méně obsahuje křemene a opálu. Tmavou barvu mu dodává jemně rozptýlený uhelný pigment. Světlešedé až černé křemité horniny, někdy s grafitickou příměsí, se nazývají buližníky. Protkány bývají bílými žilkami křemene. Jsou odolné vůči zvětrávání.

·                Evapority

Evapority jsou tvořeny lehce rozpustnými minerály. Vznikají odpařováním a krystalizací minerálních látek z přesycených roztoků. Jejich charakteristickým znakem je rozpustnost, plastičnost a hydroskopišnost. Nejdůležitějšími evaporitovými minerály jsou sodné, draselné, hořečnaté a vápenné chloridy, sírany, sodné karbonáty, sodné a draselné dusičnany. V přírodě se nejčastěji vyskytují halit, sádrovec a anhydrit. Podle stupně přesycení roztoku krystalizují evapority v řadě anhydrit ® sádrovec ® halit ® hořečnato-vápenaté soli.

Zatímco anhydrit, hornina tvořená minerálem anhydritem, je celistvý a jemně krystalický, sádrovec (tvořen minerálem sádrovcem) může být jemně až hrubě krystalický. Anhydrit je také tvrdší a má větší měrnou hmotnost. Hydratací se mění na sádrovec. Barva obou hornin může být bílá, šedá, narůžovělá až namodralá. Odrůdou sádrovce je bílý, velmi jemnozrnný a příměsí prostý alabastr (Kudělásková, 1988).

Halit (sůl kamenná) má strukturu zrnitou, hrubě krystalickou, texturu masivní. Případné páskování horniny je způsobeno střídáním čistějších vrstviček s polohami obsahujícími příměsi např. anhydritu, jílovitého materiálu apod. (Krist, Krivý, 1985).

Hořečnato-draselné soli (např. karnalit, sylvín) se vyluhovaly z nejkoncentrovanějších roztoků při úplném vyschnutí vodní pánve většinou v aridním klimatu bez sezónních srážek.

3.2.2.4.3           Antropogenní sedimentární horniny

Antropogenní sedimentární horniny vznikají lidskou činností. Jsou to především různě mocná a rozlehlá tělesa tuhých odpadů, pocházející z podzemní (haldy, výsypky, odvaly) nebo povrchové těžby (skrývky, odpady při těžbě), energetického, hutnického a chemického průmyslu (skládky popela, škváry apod.), zemědělství (odpad organického původu), stavebnictví nebo městských a veřejných zařízení (skládky tuhého komunálního odpadu atd.; Čabalová, Baliak, Kopecký, 1999).

3.2.2.5    Sedimentární horniny ve stavební praxi

Sedimentární horniny jsou nejrozšířenější na zemském povrchu, proto jsou nejčastějším typem základových půd, představují většinu stavebních surovin, také energetické zdroje jsou vázány na sedimentární komplexy, jsou důležitým rezervoárem pitné vody, mateřskou horninou produktivních zemědělských a lesních půd a pomáhají rekonstruovat historii formování zemského povrchu (Čabalová, Baliak, Kopecký, 1999).

Psefity (především štěrky) jsou důležitou betonářskou surovinou. Mohou se z nich zhotovovat také např. filtrační vrstvy. Kvalitní jsou štěrky říční (např. labské). Využívány jsou ale také štěrky z ledovcových morén.

Písky se používají do betonů a omítek, jsou významnou sklářskou a slévárenskou surovinou. Je to brusný materiál a využívají se také ve vodárenství při filtraci. Pískovce jsou rozšířeným stavebním kamenem, pro výrobu dinasu slouží některé křemence. Jako stavební a dekorační kámen lze využít arkózy a droby.

Nezpevněné aleurity a pelity jsou vyhledávanou cihlářskou surovinou. Lze z nich vyrábět plné i duté pálené cihly, krytiny, drenážní trubky. Z kaolínových jílů se vyrábějí žáruvzdorné cihly, tvarovky a šamotové produkty a také obkladačky a kameninové dlaždice. Při budování vodních děl slouží aleurity a pelity jako těsnící materiál.

Z karbonátových sedimentárních hornin se vyrábějí vzdušná a hydraulická pojiva – vápno, vznikající pálením vysokoprocentních vápenců a dolomitů, nebo cement. Vápence jsou navíc po granitoidech a pískovcích nejpoužívanějším stavebním a dekoračním kamenem, protože jej lze snadno opracovávat a leštit.

Pro chemický průmysl jsou důležité evaporitové sedimenty. Např. ze sádrovce se vypálením při 100 až 150°C získává rychle tuhnoucí sádra, sloužící jako modelářská, štukatérská a omítková sádra. Čistý bílý sádrovec, označovaný jako alabastr, je ozdobný dekorační kámen.

3.2.3    Metamorfované horniny

Metamorfované horniny vznikly přeměnou sedimentárních, magmatických nebo i dříve metamorfovaných hornin (Šajgalík a kol., 1986). Během procesu metamorfózy došlo ke strukturním, texturním i minerálním změnám původních hornin vlivem nových podmínek teplotních a tlakových, příp. vlivem chemicky aktivních roztoků a plynů.

Hlavními činiteli metamorfózy jsou tedy teplota, tlak a chemicky aktivní látky. Zdrojem tepla v zemské kůře je energie pocházející z radioaktivního rozpadu, teplo migrující hlubinnými roztoky z jádra Země, teplo z magmatických procesů aj. Teplota ovlivňuje vznik minerálů a stupeň rekrystalizace horniny, urychluje chemické reakce. První metamorfní reakce začínají probíhat již při 150°C (Miyashiro, 1973), jsou však jen velmi pomalé. K typickým metamorfním proměnám dochází, v závislosti na chemickém složení a tlaku, přibližně v intervalech 300 až 400°C a 700 až 900°C (Krist, Krivý, 1985).

Tlak v zemské kůře může být všesměrný (litostatický) nebo orientovaný (stres). Litostatický tlak je vyvolán tlakem nadložních vrstev a s hloubkou narůstá. Orientovaný tlak vyvolávají tektonické procesy. Mění se v závislosti na intenzitě procesů. Účinky orientovaného tlaku s hloubkou klesají a v houbkách kolem 10 kilometrů se již neprojevují (Krist, Krivý, 1985). Stres zvyšuje rozpustnost minerálů, formuje texturní a strukturní znaky horniny.

Svůj vliv při procesu metamorfózy má i chemická aktivita plynů a horkých roztoků, především voda a oxid uhličitý, vyskytující se ve formě tzv. pórových metamorfních roztoků a plynů. Voda pochází především z procesů diferenciace hmoty pláště, z chladnoucích magmatických roztoků nebo z minerálů, které obsahují hydroxylovou skupinu, jež se dehydratací uvolňuje. Oxid uhličitý se do horninového prostředí dostává při dekarbonizaci minerálů. Ostatní chemicky aktivní látky (např. vodík, chlor, dusík, fluor, síra, bor, fosfor, draslík, sodík) mohou vystupovat spolu s plynnými a vodními sloučeninami z magmatických roztoků, mohou se mobilizovat z hornin tvořících litosféru apod. Aktivní roztoky mohou přenášet teplo, vyvolávají vysoký pórový tlak plynů, čímž snižují rozpustnost minerálů (Krist, Krivý, 1985).

3.2.3.1    Hlavní druhy metamorfózy

Existují dva základní geologické druhy metamorfózy. Regionální metamorfóza postihuje velké územní celky (regiony) a je spojována s orogenetickými pohyby v zemské kůře doprovázenými intruzemi magmatických hornin. Regionální metamorfóza může být progresivní, jejímž typickým projevem je postupný přechod od slabě k více metamorfovaným horninám. Při progresivní regionální metamorfóze se uplatňují teplota, tlak (litostatický i orientovaný) i aktivní roztoky. Při retrográdní regionální metamorfóze se už jednou metamorfované horniny dostávají znovu do geosynklinálního cyklu, při němž probíhají nové změny za nižších teplotních a tlakových podmínek. Retrográdní metamorfóza mění vysokoteplotní minerály na nízkoteplotní, jejím produktem je hornina s názvem diaftorit. Procesy anatexe a migmatitizace probíhají během nejvyššího stupně regionální metamorfózy. V důsledku anatexe se odděluje tekutá frakce od horniny, migmatitizací vznikají směsné horniny – migmatity.

Kontaktně metamorfované horniny se vyskytují v kontaktních zónách na styku s hlubinnými, výlevnými a žilnými horninami. K metamorfóze dochází za poměrně nízkých tlaků. Intenzita přeměny a šířka kontaktní zóny závisí na teplotě a velikosti intruze, na chemickém složení, čase kontaktního působení intruze, na charakteru styku intruzivního tělesa s okolní horninou. Na kontaktu intruze s okolní horninou je zóna přeměny nejvyšší, směrem k periferii intenzita přeměny klesá. Kromě přeměny okolních hornin, dochází k metamorfoze také v samotné intruzi, v jejích okrajových částech. Zvláštním typem kontaktní metamorfózy je kaustická metamorfóza. Vzniká krátkodobým působením vysokých teplot např. při výlevu magmatu na povrch na styku s okolními horninami nebo při podzemních požárech (hoření uhelných slojí). Produktem kaustické metamorfózy jsou např. porcelanity.

Šokovou metamorfózu vyvolávají náhlé změny v horninách, které jsou způsobeny změnou tlakových a teplotních podmínek. Dochází k ní např. při zemětřesení, nárazech meteoritů apod.

Ke kataklastické metamorfóze dochází v úzkých zlomových pásmech. Je způsobena krátkým a prudkým účinkem orientovaného tlaku (stresu). Pokud se procesu neúčastní vyšší teplota, minerály se nemění a hornina se pouze mechanicky rozdrtí (katakláza). Teplota v hornině může být zvýšena třením minerálních částic, a pak mohou vznikat nové nízkoteplotní minerály (sericit, chlorit aj.).

Při metasomatické metamorfóze se rozpouští původní a vznikají nové minerály. Probíhá značná látková přestavba horniny vlivem výměny látek s prostředím mimo horninu.

3.2.3.2    Charakteristiky metamorfovaných hornin

·                Minerální složení

Minerály obsažené v metamorfovaných horninách lze rozlišit stejně jako u skupiny magmatických hornin (kap. 3.2.1.1).  Existují skupiny světlých a tmavých minerálů, skupiny hlavních, vedlejších a akcesorických minerálů atd. Původní minerály se v závislosti na charakteru a intenzitě metamorfózy mohou přeměňovat, např. při zvyšující se teplotě probíhá dehydratace nebo dekarbonatizace minerálů. Nejrozšířenějšími minerály metamorfovaných hornin jsou, podobně jako u magmatických hornin, silikáty. Staurolit, sillimanit, andaluzit, disten, wollastonit, serpentin, mastek, granáty (almandin, pyrop, grossular), sericit a další  jsou nejvýznamnějšími minerály, které během metamorfózy při teplotě 500°C a tlaku 200 MPa vznikají (Čabalová, Baliak, Kopecký, 1999).

·                Struktury metamorfovaných hornin

Metamorfované horniny mají charakteristickou strukturu, která je odlišná od ostatních typů hornin. Spojována bývá s metamorfní krystalizací, označovanou jako blastéza, odkud pochází název krystaloblastické struktury metamorfitů.

Podle relativní velikosti minerálů se rozlišují dvě základní skupiny struktur, homoblastická a heteroblastická. Horniny s homoblastickou strukturou obsahují minerály přibližně stejné velikosti. Jejich další rozdělení se řídí tvarem a vzájemným uspořádáním minerálních částic. Horniny se strukturou granoblastickou  (obr. 3.2.3.2.1, zrnitou) mají více méně izometrická zrna. Typická je např. pro mramory, ruly, kvarcity, granulity. Odrůdou granoblastické struktury je struktura dlažební (rohovcová) např. kontaktních rohovců. Struktura lepidoblastická (obr. 3.2.3.2.2) se vyskytuje např. u fylitů, svorů, pararul. Projevuje se střídáním poloh bohatých slídami a poloh světlých minerálů. Struktura nematoblastická (obr. 3.2.3.2.3)je podmíněna přítomností jehličkovitých nebo vláknitých krystalů. Lze ji spatřit např. u amfibolitů. Prorůstáním minerálů vzniká diablastická struktura, kterou mohou mít např. některé amfibolity.

Nestejnou velikost minerálních částic mají horniny s heteroblastickou strukturou. Nazývá se též porfyroblastická. Porfyroblasty připomínají vyrostlice magmatických hornin a jsou jimi nejčastěji granáty, kyanit, andaluzit, magnetit, staurolit, albit aj.

·                Textury metamorfovaných hornin

Většina metamorfovaných hornin má plošně paralelní texturu. Ta se označuje jako foliace (geneticky) nebo břidličnatost (popisně). Toto uspořádání je dáno přednostním uspořádáním destičkovitých nebo lupenitých minerálů.

Výraznou foliaci mají např. fylity, svory, méně výraznou amfibolity, nevýraznou mramory a kvarcity. Kromě foliace mohou mít horniny také texturu lineárně paralelní – lineaci. Ta je podmíněna přednostním uspořádáním sloupcovitých minerálů (např. amfibol). Lineární texturu mají např. ruly.

Textury se rozdělují podle různých faktorů – tvaru, velikosti a množství zrn atd. např. na páskovanou, stébelnatou, okatou. V případě páskované textury (obr. 3.2.3.2.4) se střídají polohy s rozdílným minerálním složením. Základem stébelnaté textury (obr. 3.2.3.2.5) je směs křemene a živců, která vytváří dlouhé válcovité útvary obalené muskovitem nebo biotitem. Obsahuje-li jemnozrnná základní hmota zeminy útvary čočkovitého tvaru, jedná se o okatou texturu (obr. 3.2.3.2.6). Velmi zřídka se u metamorfovaných hornin vyskytuje všesměrná textura masivní. Lze ji spatřit např. u rohovců, eklogitů, serpentinitů, mramorů (Krist, Krivý, 1985).

3.2.3.3    Klasifikace metamorfovaných hornin

Metamorfované horniny je možné rozlišit podle druhu metamorfózy na kataklasticky, regionálně a kontaktně metamorfované horniny.

3.2.3.3.1           Kataklasticky metamorfované horniny

Horniny této skupiny jsou přeměněny drcením – kataklázou. Podle stupně kataklázy se vymezují tektonické brekcie, kataklazity a mylonity.

·                Tektonické brekcie

Tektonické (též dislokační) brekcie vznikají drcením původních hornin. Rozdrcené úlomky mohou být následně sekundárně stmelené (Čabalová, Baliak, Kopecký, 1999).

·                Kataklazity

Kataklazity jsou postiženy mechanickým drcením, avšak charakter původní horniny lze dobře na neporušených úlomcích rozeznat podle struktury a minerálního složení. Katakláza se projevuje mikroskopicky mechanickou deformací zrn křemene.

·                Mylonity

V maximálním stádiu drcení vznikají mylonity. Hornina při mylonitizaci neztrácí soudržnost, dochází však k rekrystalizaci minerálů. Mylonity se vyskytují zpravidla podél tektonických linií. V závěrečné fázi mylonitizace vznikají ultramylonity, u nichž je primární struktura i textura zcela přepracována.

3.2.3.3.2           Regionálně metamorfované horniny

Regionální metamorfóza může postihnout komplexy sedimentárních nebo magmatických hornin (tab. 3.2.3.3.2.1).

Tab. 3.2.3.3.2.1  Přehled regionálně metamorfovaných hornin

·                Fylit

Fylit (obr. 3.2.3.3.2.1), velmi jemná krystalická břidlice, obsahuje křemen, epidot (do 10%), sericit a chlorit, případně grafitickou substanci. Bližší název je odvozen od převládajícího minerálu (např. grafitický, sericitický, chloritický fylit). Má velmi dokonale vyvinutou plošně paralelní texturu spolu s lineárně paralelní. Barva fylitu závisí na velikosti částic a na zastoupení jednotlivých minerálů. Sericit dodává bělavou barvu, chlorit zelenavě šedou, tmavou barvu způsobuje magnetit a grafit, červenou hematit. Fylit má hedvábný lesk, který mu dodává makroskopicky těžko rozeznatelný sericit a chlorit na plochách foliace.

·                Svor

Hlavními minerály svoru (obr. 3.2.3.3.2.2) jsou křemen, muskovit, v menším množství albit a oligoklas, biotit, granát, staurolit, kyanit a andaluzit. Jedná se o středně až jemnozrnnou horninu, plochy foliace jsou pokryty dobře rozeznatelnými šupinami slíd, jsou proto stříbřitě až žlutostříbřitě lesklé.

·                Pararula

Pararula (obr. 3.2.3.3.2.3) je tvořena křemenem, živci (oligoklas až andezin, příp. K-živec) a biotitem, může být přítomen granát, cordierit a sillimanit. Barva bývá šedá. Tmavošedé až černé jsou pararuly s grafitem a biotitem, modrý až zelenavý nádech dává cordierit s biotitem. Pararuly vzniklé z pelitů mívají výraznou foliaci, zatímco foliace drobových pararul je málo výrazná.

·                Erlán

Erlán (obr. 3.2.3.3.2.4) vznikl z původních slínů a slínovců. Tvořen je křemenem, plagioklasy, diopsidem, rekrystalovaným kalcitem a granátem. Je světle šedý až šedý s výrazným zelenavým odstínem. Vzácně lze spatřit erlány tmavších, šedočerných až tmavošedých barev. Textura je málo výrazná.

·                Kvacrit

Kvarcit (obr. 3.2.3.3.2.5) vznikl metamorfózou pískovců s obsahem SiO₂ větším než 70%. V podmínkách nižšího stupně metamorfózy, kdy se začíná objevovat sericit a chlorit, vzniká chloriticko-sericitický kvarcit. Se vzrůstajícím stupněm metamorfózy přibývá muskovit, biotit a kyselý plagioklas, vzniká muskovitický kvarcit. Kvarcity vzniklé v nejvyšším metamorfním stupni obsahují živce, granát, sillimanit apod. a jejich břidličnatost je jen málo výrazná. Kvarcity jsou světlé, bílošedé.

·                Metakonglomerát

Původní horninou, z níž metakonglomerát vznikl, je konglomerát. Během procesu metamorfózy jako první rekrystalizuje tmel. S rostoucím stupněm metamorfózy se tato projevuje i na zrnech, která se mohou protáhnout do čočkovitých až páskovitých útvarů a mohou tak někdy připomínat migmatity (obr. 3.2.3.3.2.6).

·                Mramor

Mramor (obr. 3.2.3.3.2.7) vznikl metamorfózou cementačních karbonátových sedimentů. Mramor může být složen z kalcitu, dolomitu i kalcitu nebo jen z dolomitu. Epidot, křemen, sericit, tremolit, amfibol, živec, grafit, chlorit případně jiné akcesorické minerály jsou přítomny, tvoří-li mramory polohy ve fylitech, svorech a pararulách. Mramory mívají většinou bílou barvu, obsahují-li grafit, jsou světle šedé až černošedé, hematit jim dodává načervenalou barvu.

Metasomatózou  vápenců, dolomitů, případně magnezitu sedimentárního původu vznikl krystalický magnezit (obr. 3.2.3.3.2.8). Hornina je hrubo až jemnozrnná. Bez příměsí bývá bílá, železo způsobuje její šedý a žlutavý odstín.

·                Skarn

Metamorfózou ferolitů vznikl skarn (obr. 3.2.3.3.2.9). Základními minerály jsou pyroxen (hedenbergit), granát, magnetit, obecný amfibol. Hornina mívá tmavou barvu, zelenou, zelenočernou, rudočernou. Foliace u ní není patrná.

·                Porfyroid

Porfyroidy (obr. 3.2.3.3.2.10) se vytvořily z kyselých magmatitů, ryolitu. Hornina obsahuje v porfyroblastech křemen a živce (ortoklas, albit), dále sericit, chlorit. Barva bývá nejčastěji žlutobílá nebo zelenavá. Na plochách zřetelné jemné foliace lze pozorovat hedvábný lesk.

·                Sericitická břidlice

Po přeměně porfyroidu vzniká sericitická břidlice (obr. 3.2.3.3.2.11). Hlavními minerály jsou křemen a sericit, v menším množství albit a chlorit. Jedná se o horninu světlejších barev s výraznou paralelní texturou.

Z ryodacitu a dacitu vznikají metamorfózou hälleflinta a leptit. Hälleflinta je tvořena křemenem, živci, granátem a amfibolem, má velmi jemnozrnnou až afanitickou strukturu. Bývá šedá, červenavá, hnědočervená i zelenavá. Leptit obsahuje křemen a živce. Hornina bývá bílé, světlešedé, někdy narůžovělé až červené barvy. Plošně paralelní textura je nevýrazná.

·                Ortorula

Z kyselých granitoidních plutonitů (granit, granodiorit, tonalit) vzniká ortorula (obr. 3.2.3.3.2.12). Jejími hlavními minerály jsou křemen, živec (K-živec i albit až andezin), muskovit, biotit, amfibol, případně pyroxen. V akcesoriích vystupují např. apatit, zirkon, titanit, magnetit aj.Barvu mívá světlou, bílošedou, narůžovělou až červenou. Textura může být plošně paralelní, stébelnatá, plástevnatá nebo okatá. Hornina bývá středně až jemnozrnná, výjimečně hrubozrnná. Mívá šedou, žlutavou i červenavou barvu.

·                Granulit

Granulit (obr. 3.2.3.3.2.13) vzniká za silných teplotních a tlakových podmínek stejně jako ortorula z kyselých granitoidních plutonitů. Některé mohou vznikat také intenzivní regionální metamorfózou sedimentů (arkóza). Granulit se skládá hlavně z křemene, živce, granátu, případně biotitu a kyanitu. Z akcesorických minerálů může být přítomen sillimanit, apatit, rutil, výjimečně zirkon. Většina granulitů má světlou barvu – bílou, šedobílou, někdy s nažloutlým odstínem. Hornina je typická zřetelnou odlučností, může mít výrazné páskování, obsahuje makroskopicky dobře identifikovatelé krystaly červeného granátu.

Tzv. pyroxenický granulit (též. tmavý granulit) vzniká z bazických magmatických hornin jako je např. gabro, diorit nebo andezit. Obsahuje křemen, živec, granát a pyroxen (diopsid, hypersten).

·                Modrá břidlice - glaukofanit

Modrá břidlice, vznikající z bazických magmatitů (diorit, gabro, andezit) obsahuje téměř 100% glaukofanu, v malém množství může obsahovat albit, epidot, pumpelleit, lawsonit, chlorit nebo granát. Vzniká při nízkých metamorfních teplotách a vysokých tlacích. Barva je modrozelená až modrá, tmavozelená s modravým nádechem, šedomodrá, šedá nebo tmavošedá. Hornina může být celistvá až střednězrnná, s výraznou až nezřetelnou foliací (Krist, Krivý, 1985).

·                Zelená břidlice

Stejně jako u modré břidlice jsou původními horninami zelené břidlice bazické magmatity (obr. 3.2.3.3.2.14). Zelená barva je podmíněna obsahem chloritu, dále hornina obsahuje epidot, aktinolit a živce. Může mít plošně paralelní texturu, ale také může být zcela bez metamorfního usměrnění (tzv. zelenokámen).

·                Amfibolit

Z bazických magmatitů vzniká  také amfibolit (obr. 3.2.3.3.2.15). Obvykle se jedná o horninu jemně až střednězrnnou, , její barva je černošedá až černá, mívá nazelenalý nádech. Hlavními minerály jsou dlouze sloupcovitý obecný amfibol, plagioklas, albit, epidot a granát, z akcesorií titanit, ilmenit, magnetit, apatit, výjimečně zirkon nebo rutil.

·                Eklogit

Při nejvyšších tlacích a nízkých teplotách vzniká z bazických magmatitů eklogit (obr. 3.2.3.3.2.16). Jedná se o tzv. biminerální horninu, složenou z granátu a pyroxenu (omfacitu). Plynule přechází v amfibolit a opačně. Bývá středně až hrubozrnná, její barva je světlezelená až tmavozelená, případně šedozelená, s nezřetelnou foliací.

·                Serpentinit

Metamorfózou ultrabazických magmatitů (peridotitu) vzniká serpentinit (obr. 3.2.3.3.2.17). Složen je z chryzotylu, antigoritu, magnetitu, magnezitu, pyroxenu, může obsahovat také opálovou hmotu. Hornina má tmavošedou, šedozelenou, zelenou nebo žlutozelenou barvu. Textura bývá všesměrná, foliace nezřetelná. Struktura může být mikroskopicky smyčková nebo okénková.

·                Chloritická břidlice

Tmavě zelená chloritická břidlice (obr. 3.2.3.3.2.18) s výraznou foliací vznikla nízkou metamorfózou ultrabazických hornin. Hlavním minerálem je chlorit, vedlejšími jsou např. magnetit, tremolit, aktinolit, mastek nebo dolomit. Jedná se o relativně měkkou horninu zelené, šedozelené nebo černozelené barvy.

·                Mastková břidlice

Mastková břidlice (obr. 3.2.3.3.2.19), jejíž původ je rovněž v ultrabazických horninách, je tvořena především mastkem, dále dolomitem, součástí může být i chlorit, tremolit, aktinolit, slídy, magnetit nebo křemen. Barva horniny bývá bílá, šedobílá, nazelenalá, nažloutlá.

Přechodný člen mezi mastkovou a chloritickou břidlicí představuje hornina označovaná jako krupník. Jedná se o odrůdu mastkové břidlice, která kromě mastku obsahuje podstatné množství karbonátů (dolomit, magnezit). Hornina je šedá nebo zelenošedá, texturu může mít všesměrnou i usměrněnou.

3.2.3.3.3           Kontaktně metamorfované horniny

Na styku s vyvřelinami vznikají horniny kontaktně metamorfované. Nejvíce se jich nachází v kontaktních dvorech kolem velkých granitických těles. Nejintenzivnější projev lze pozorovat v sedimentárních horninách, obecně ale intenzita metamorfózy závisí na rozdílu teploty intrudujícího tělesa a teploty, při níž kontaktně metamorfovaná hornina vznikla.

·                Kontaktní rohovec

Na styku magmatu a klastického sedimentu vzniká ve vnitřní části kontaktního dvora kontaktní rohovec (obr. 3.2.3.3.3.1). Je to hornina masivní s polygonálním rozpadem. Minerální složení je závislé na složení původní horniny, může se vyskytovat andaluzit, cordierit, křemen, ortoklas, biotit, albit, hypersten. Hornina mívá barvu tmavošedou až černošedou, obvykle bývá bez texturních a strukturních znaků.

·                Plodová břidlice

Na vnější zóně kontaktního dvora se na styku magmatu a jílovitého sedimentu vytváří plodová břidlice (obr. 3.2.3.3.3.2). Tato šedá hornina má zřetelnou foliaci. Typická je pro ni přítomnost drobných útvarů, které jsou tvořeny jedním nebo celým shlukem určitého minerálu, obvykle takto vystupují cordierit a andaluzit.

·                Skvrnitá břidlice

Skvrnitá břidlice je nejslaběji metamorfovaná, dokonce jsou u ní zachovány strukturní a texturní znaky původní jílovité sedimentární horniny, na ploše foliace mohou být tmavé skvrny organické hmoty. Hornina je šedé a šedozelené barvy, má hedvábný lesk.

·                Kontaktní kvarcit

Na kontaktu psamitických sedimentů (křemenných pískovců a křemenců) a magmatu vzniká kontaktní kvarcit. Při procesu kontaktní metamorfózy nedochází k rekrystalizaci křemenných zrn, mění se především příměs. Hlavním minerálem zůstává křemen. Od regionální metamorfózou vzniklých kvarcitů se liší přítomností minerálů, které jsou pro kontaktní metamorfózu typické (např. andaluzit). Kontaktní kvarcity bývají jemnozrnné až celistvé, jejich barva bývá šedobílá až namodrale šedobílá.

·                Taktit

Taktit (obr. 3.2.3.3.3.3) vzniká kontaktní metamorfózou vápenců. Hornina mívá barvu bílou až šedobílou, její struktura může být dlažební, případně do sebe mohou zrna zapadat zubovitě. Složena bývá z granátu, vesuviánu a wolastonitu.

3.2.3.4                Metamorfované horniny ve stavební praxi

Metamorfované horniny jsou charakteristické variabilitou svých vlastností. Mohou být úplně rozpadavé i velmi pevné, intenzivně břidličnaté i s nevýraznou břidličnatostí. Břidličnatá textura je spojena s nevhodnou fyzikálně – mechanickou anizotropií. Proto se při posuzování vhodnosti využití metamorfovaných hornin ve stavební praxi stává právě textura. A díky existenci anizotropie břidličnatých hornin jsou jako stavební suroviny využívány pouze horniny s nevýraznou břidličnatostí (např. kvarcity, migmatity, amfibolity, granulity apod.; Čabalová, Baliak, Kopecký, 1999).

Jako lomový kámen a podřadný štěrk a štět se používají mylonity. Porcelanity jsou vhodné jako drť do omítek a posyp tenisových dvorců a pěšin, erlány jsou pro silniční štěrk a štět. Štěrk může pocházet také z eklogitů, serpentinitů, amfibolitů, granulitů i migmatitů. Stavební vápno se vyrábí z kontaktního mramoru, který lze využít také pro hnojení, jako stavební kámen, vzácně ke kamenickým účelům. Pokrývačské břidlice mohou být zhotoveny z tence štípatelných a rovnoplochých fylitů. Mastek pro výrobu kvalitního papíru, žáruvzdorných krytin, barev i kosmetických přípravků lze získat z mastkové břidlice. Žáruvzdorné cihly pro metalurgické pece se vyrábějí z kvarcitických břidlic. Při keramických a sochařských pracích se uplatňuje mramor a serpentinit (Šajgalík a kol, 1986).

ZPĚT NAHORU        ZPĚT NA TEXTOVOU MULTIMEDIÁLNÍ ČÁST        ZPĚT NA ÚVODNÍ STRANU