Tavením hornin za vysokých teplot a tlaků ve spodní kůře a svrchním plášti vzniká tavenina - magma, jejíž hustota je nižší než hustota hornin ve stejné hloubce v tuhém stavu. Magma proto postupně vystupuje k povrchu. Tento proces se označuje jako intruze, pokud magma nedosáhne zemského povrchu. Horniny v okolí vyvřelého tělesa se označují jako plášť. Magma přitom přeměňuje (metamorfuje) horniny pláště jednak působením vysoké teploty a jednak pronikáním plynů a par z magmatu do okolních hornin pláště. Tento způsob přeměny se nazývá kontaktní (kaustická) metamorfóza (viz. kap. 3 - Základní složky zemské kůry). Při kontaktu magmatu s pláštěm je však ovlivněna i vnitřní zóna samotného intruzívního tělesa. Proto se rozlišuje tzv. exokontakt (v plášti) a endokontakt (ve vyvřelém tělese).
Dnes užívaná klasifikace intruzívních těles (obr. 7.1.1) je založena na strukturním vztahu tělesa k plášti, na tvaru tělesa, jeho velikosti atp. Podle vztahu k okolním horninám pláště se tělesa dělí na konkordantní a diskordantní.
Konkordantní intruzívní tělesa prostupují plášť paralelně s vrstevnatostí nebo břidličnatostí. K nejmenším tělesům této kategorie patří ložní (nepravé) žíly. Lakolity jsou žilná, bochníková tělesa, vzniklá vyklenutím pláště pod tlakem většinou kyselého magmatu.
Diskordantní intruzívní tělesa prorážejí horninu většinou napříč vrstevnatostí a metamorfní břidličnatostí. Pravé žíly se liší od nepravých žil svým průběhem napříč vrstev a břidličnatostí. Žíly tvoří často žilné systémy. Systém paralelních žil v jedné oblasti se nazývá žilné pásmo. Žilné pásmo s hojnými, hustě nahloučenými žílami představuje žilný roj. Soustava hustě a nepravidelně se křížících a větvících žil je žilník.
Pně jsou malá intruzívní tělesa, která mají suboválný obrys a u nichž, podobně jako u batolitů, zpravidla není známo podloží. V mapě zaujímají rozlohu větší než 100 km2. Batolity a plutony (obr. 7.1.2 a 7.1.3) jsou největší a nejdůležitější hlubinná tělesa, většinou granitoidních hornin, petrograficky i strukturně značně nejednotná. Zakořeněná jsou v hlubších částech zemské kůry, takže je jejich podloží neznámé, a to ani na základě geofyzikálního průzkumu. Podle tvaru se nejčastěji rozlišují kopulovité a jazykovité plutony, které tuhly většinou v hloubkách 10-20 km pod povrchem. Skutečnost, že dnes vystupují na povrch a jsou předmětem těžby v povrchových lomech, je podmíněna následnou erozí.
Typickým rysem granitoidních plutonů jsou systémy ploch mechanické diskontinuity (tzv. prototektonické struktury pevného stádia vývoje plutonů a batolitů). Vytvářejí se v již utuhlých okrajových partiích intruzívního tělesa působením vnitřních, dosud stále neutuhlých, partií tělesa nebo především kontrakcí magmatu při ochlazování. Vytváří se systém tzv. S‑Q‑L puklin, které jsou významné především z hlediska odlamování neporušených bloků při těžbě granitoidních materiálů pro dekorační a sochařské účely. Vnitřní anizotropie vyvřelin, související s rozpojitelností a stupněm porušení, je pro těžbu a následné využití zcela zásadní.
Pojem vulkanismus zahrnuje všechny procesy a geologické jevy, které souvisí s výstupem magmatu v podobě lávy na zemský povrch. Probíhá jak na kontinentech, tak v oceánech a mořích (submarinní vulkanismus). Typickým projevem vulkanismu na zemském povrchu je vznik vulkánů – sopek. Sopečná aktivita může mít povahu relativně klidných výlevů lávy. Touto cestou vznikají především štítové sopky. Jde o ploché kuželovité vulkány se širokou základnou. Pokud jsou efuze magmatu doprovázeny rozsáhlejšími erupcemi pyroklastik a sopečného popela, vznikají typické stratovulkány (obr. 7.2.1 a video - Mount Ruapehu, Nový Zéland).
Lávy různého složení se od sebe liší mj. viskozitou. S tím souvisí skutečnost, že na zemském povrchu vytvářejí tělesa rozdílného tvaru. Obecně platí trend, že bazické lávy jsou pohyblivější (tekutější) než viskóznější lávy kyselé.
Jako lávové příkrovy se označují deskovitá nebo štítovitá tělesa, plošně značně rozsáhlá, ale relativně málo mocná, u nichž převládá jeden z horizontálních rozměrů (n.100 – n. 10000 km2). Podobné jsou lávové proudy (viz. video - Národní park Tongariro, Nový Zéland), u nichž v ploše dominuje jeden rozměr. Typická pro tělesa lávových proudů je sloupcovitá odlučnost (obr. 7.2.2), související s vývojem dilatačních puklin během postupného chladnutí magmatu. Stejně jako u lávových příkrovů, i v případě lávových proudů jde většinou o méně viskózní bazické lávy. Ve vrstevním sledu se lávové proudy často střídají s polohami tufů, tufových aglomerátů a jiných pyroklastik (obr. 7.2.3). Vytváří typické vulkanicko-sedimentární formace, vyznačující se i z hlediska inženýrskogeologických charakteristik anomálními vlastnostmi, podmíněnými především zvýšenou porózitou a celkovou nestabilitou.
Kyselejší lávy tvoří většinou homolovitá nebo bochníkovitá tělesa, která se nazývají vulkanické kupy. Silně viskózní lávy vytvářejí výtlačné jehly nebo výtlačné kupy (obr. 7.2.4).
Přívodní tělesa vulkanitů mohou mít podobu pravých žil nebo subvertikálních komínů - sopečných komínů (obr. 7.1.1) nebo sopouchů.
Příklady postvulkanických jevů jsou znázorněny na následujících obrázcích (obr. 7.2.5 - kráter Tongariro, obr. 7.2.6 - kolapsový kráter, obr. 7.2.7 - hydrotermální pramen (viz. video - Champagne Pool, Nový Zéland), obr. 7.2.8 - travertinová terasa (viz. video - Waiotapu Thermal Wonderland, Nový Zéland), obr. 7.2.9 - fumarola, obr. 7.2.10 - gejzír (viz. video - Pohutu, Nový Zéland), obr. 7.2.11 - bahenní jezírko (viz. video - Whakarewarewa, Nový Zéland a video - Artist Palec, Nový Zéland), obr. 7.2.12 - lávový proud).
ZPĚT NAHORU ZPĚT NA TEXTOVOU MULTIMEDIÁLNÍ ČÁST ZPĚT NA ÚVODNÍ STRANU
