Nauka o Zemi
Teoretická část
Geologický cyklus vysvětluje koloběh hmot na Zemi. Různým dílem
jsou na něj navázány další cykly probíhající na, pod i nad povrchem
Země. Úzce je s ním provázán například koloběh obměny uhlíku,
kyslíku a dusíku na Zemi, hydrologický cyklus či mnoho dalších cyklů
probíhajících v biosféře. Geologický cyklus je spjat s obnovou a
formováním zemské kůry a tedy i reliéfu. Obměna zemské kůry úzce
souvisí s teorií pohybu litosférických desek a formováním reliéfu
Země. Reliéf je výsledkem spolupůsobení endogenních a exogenních
procesů.
Endogenními procesy rozumíme geologické děje probíhající pod
zemským povrchem (tektonické, magmatické, metamorfní atd.). Do
skupiny exogenních procesů řadíme děje probíhající na povrchu
Země. Jde o působení atmosféry, hydrosféry a biosféry. Na
formování reliéfu významně působí zejména zvětrávání hornin,
následný transport (aktivitou vody, větru, gravitace atd.) a
sedimentace. Vzájemnou interakci endogenních a exogenních
činitelů zachycuje schématický obrázek 4-1.
Obr. 4-1: Schema geologického cyklu.
Nicméně geologický cyklus nevyjadřuje pouze vzájemnou interakci endogenních a
exogenních činitelů, ale také názorně vysvětluje petrografické rozdělení hornin ve vztahu k
jejich genezi.
Formování zemského povrchu je dlouhodobý a geologicky složitý proces. Reliéf Země byl a
stále je přetvářen různými geologickými procesy s různou intenzitou. Studiem zákonitostí
vývoje zemské kůry od doby jejího vzniku až do dnes se zabývá základní geologická
disciplína HISTORICKÁ GEOLOGIE.
Geologický cyklus
Základní typy hornin
Obr. 4-2: Schéma modifikace litosféry ve vztahu ke geologickému cyklu. Na
počátku cyklu je kontinent (A), jehož horniny jsou erodovány a denudovány.
Rozvětralý materiál je po transportu ukládán v mořích, kde se vytváří vrstvy
sedimentárních hornin. Kontinent se rozpadá na dva menší. Vzniká riftová
deprese (B), do které se zpočátku ukládají sladkovodní (B), později (C)
mořské sedimenty. Současně dochází k vulkanické činnosti a vzniku vyvřelých
hornin. Z riftu se postupně vytvoří oceánský hřbet (C a D). Pokud se vytvoří
mezi oceánskou a kontinentální deskou subdukční zóna (E), začne se
projevovat metamorfóza a vulkanizmus. Při subdukci jsou horniny tvořící
podsouvanou desku vystaveny vysokým teplotám a tlakům. Postupně se
přizpůsobují těmto podmínkám a dochází k jejich přeměně - metamorfóze.
Zavlečením hornin do větších hloubek dochází k jejich tavení na magma,
jehož část vystupuje přes čelo podsouvané desky k povrchu kde tuhne (E).
Část magmatu vystupuje až na povrch při vulkanické činnosti (E a F). Vznik
výrazného komplexu metamorfních hornin je spojen s kolizí dvou kontinentů
(G), kde dochází k vyvrásnění nového pásemného horstva, které je opět
vystaveno exogenním činitelům (A).
A.
B.
C.
D.
E.
F.
G.
A.
B.
C.
D.
E.
F.
Geologický cyklus (obr. 4-1) nevyjadřuje pouze vzájemnou interakci endogenních a exogenních činitelů,
ale také názorně vysvětluje petrografické rozdělení hornin ve vztahu k jejich genezi.
Na počátky cyklu, zobrazeném na obrázku 4-1a, je zachycen proces zvětrávání hornin. Kontinent je v
přímém kontaktu s hydrosférou, atmosférou a biosférou (obr. 4-2a). Horniny, jež jej tvoří, jsou vystaveny
podstatně menším tlakům a teplotám, než za kterých vznikly. Také chemické prostředí je jiné. Na horniny
působí soubor exogenních činitelů a to jak fyzikálních, tak i chemických. Horniny se pod jejich působením
rozpadají na směs různě velkých úlomků a solí, obsažených ve zvětralinových roztocích. Tento proces
označujeme za zvětrávání či erozi.
Erozní činitele můžeme rozdělit na fyzikální a chemické. Mezi základní fyzikální činitelé řadíme erozivní
činnost vody, větru, ledu, abrazi, činnost biosféry, střídání teplot. Mezi základní chemické činitele patří
rozpouštění, hydrolýza, oxidace a působení kyselin. Podrobnější popis jednotlivých exogenních činitelů je
uveden v kapitole 9 - Exogenní činitelé. Jejich intenzita působení na zemský povrch je závislá na
klimatických poměrech. Fyzikální činitelé svojí intenzitou dominují v suchých aridních oblastech, zatímco
chemičtí činitelé dominují ve vlhkých humidních oblastech. Nelze přitom na Zemi určit místo, kde by se
uplatňoval pouze jeden činitel. Vždy se na zvětrávání hornin podílí více činitelů, ovšem různou měrou.
Erodovaný materiál je transportován (nejčastěji vodou, větrem, ledem a gravitací) do místa
sedimentace (obr. 4-1 ab). Zde dochází k ukládání nezpevněného transportovaného materiálu. Sedimentační
prostředí mohou být kontinentální, přechodné či mořské (obr. 4-3). Na kontinentu se sedimenty ukládají
jako eolické (větrné), glaciální (ledovcové), fluviální (říční) nebo limnické (jezerní). Pro přechodné oblasti
jsou typická prostředí lagunární sedimentační prostředí, deltová, lakustrijní (bažinná) a litorální (záplavové
při přílivu). Mořská sedimentační prostředí jsou buď neritická (šelfová do hloubky 200 m), batyální
(kontinentální svah 200 - 2 000 m) a abysální (dno oceánů pod 2 000 m).
Obr. 4-3: Schema znázorňující různá sedimentační prostředí.
Sedimenty se po transportu ukládají na sebe. Hromadí se, což vede k vyvolání tlaku na dříve uložené
spodní vrstvy. Tento tlak vyvolá proces litifikace - zpevnění (obr. 4-1 bc), kdy z nezpevněné horniny je
postupně vytlačována voda, zmenšuje se mocnost vrstvy (obr. 4-4) a hornina se stává zpevněnou (obr. 4-1c).
Zrna sedimentu se natáčejí do vhodnějších pozic tak, aby co nejlépe vyplnily volný prostor mezi zrny
(póry). Méně pevné zrna se drtí. Tato drť také vyplňuje volný prostor. Kromě mechanické litifikace se
uplatňuje také chemická, kdy se z vodných roztoků vysrážejí minerály, které spojí volná zrna jako tmel.
Obr. 4-4: Schema znázorňující mechanickou a chemickou
litifikaci.
Pokud je proces sedimentace dlouhodobý
(například v mořích v blízkosti kontinentů - obr. 4-2d)
a ukládají se na sebe mocné sledy hornin, může dojít
k částečné metamorfóze spodních sedimentárních
vrstev (obr. 4-1d), vlivem nárůstu tlaku (vyvolaný
váhou nadloží - litostatický tlak) a teploty (vlivem
velké hloubky) viz obr. 4-1cd a 4-5.
Obr. 4-5: Schema znázorňující různé druhy metamorfózy.
Vyvřelé hlubinné horniny se vlivem oderodování svrchních horninových komplexů, které je zakrývaly, mohou dostat na povrch, kde jsou vystaveny erozivní činnosti. Rychleji
se k povrchu dostanou při kolizi dvou kontinentů (obr. 4-2g). Horotvornými procesy dochází k jejich vyzvednutí (obr. 4-1fa) nebo se naopak mohou dostat do subdukční zóny, kde
již popsaným způsobem dojde k jejich metamorfóze (obr. 4-1fd).
Při kolizi kontinentů jsou sedimenty uložené v předpolí obou kontinentů (v moři mezi nimi) stlačovány před jejich čely (jako mezi radlicemi dvou proti sobě jedoucích
buldozerů). Stlačováním sedimentů dochází k nárůstu tlaku a k jejich metamorfóze (obr. 4-1cd). Současně jsou tyto horniny vyklenuty (obr. 4-1da) a dostávají se do kontaktu s
exogenními činiteli (obr. 4-1a). Pokud tlaky nejsou dostačující, nedochází k metamorfóze. Sedimentární horniny jsou pouze vyzvednuty (obr. 4-1ca) a vystaveny erozivní činnosti
(obr. 4-1a).
V případě, že sedimenty se uložily v předpolí subdukční zóny (obr. 4-2e),
mohou být zavlečeny do subdukční zóny, kde s hloubkou velmi výrazně narůstá
tlak a teplota (obr. 3-19). Zavlečené horniny se přizpůsobují těmto novým
tlakově teplotním podmínkám (obr. 3-20). Mění svoje složení a strukturu -
dochází k jejich metamorfóze až k postupné anatexi - tavení (obr. 4-1de, 3-19).
Část taveniny - magmatu vystupuje přes čelo podsouvané desky blíže k povrchu
(obr. 4-1ef, 3-20). Z počátku, vlivem vyšší teploty a nižší hustoty, snadno
prostupuje hmotami svrchního pláště pod zemskou kůru, kde se začne hromadit.
Odtud k povrchu (do hloubek 10 – 2 km) prostupuje magma pevnějšími horninami
(obr. 3-20). S blížícím se povrchem klesá teplota a tlak (obr. 4-1ef). Magma ztrácí
svoji mobilitu a kumuluje se v magmatických krbech (obr. 3-20), kde dochází k
jeho diferenciaci.
Část magmatu zůstává v magmatickém krbu, kde tuhne - vznikají vyvřelé hlubinné horniny (obr. 4-1f). Mobilnější zbylá část magmatu prostupuje k povrchu pomocí zón
oslabení hrninového masivu (zlomy, puklinové systémy, atd.). Pokud utuhne v těchto zónách, mluvíme o žílách a žilných horninách. Pokud se dostane až na povrch, mluvíme o
vulkanické činnosti a vzniku vyvřelých výlevných hornin (obr. 3-20). Při kontaktu hornin s hydrosférou, atmosférou a biosférou (obr. 4-1a) dochází okamžitě k jejich erozi.
Hornina je nehomogenní materiál s proměnlivým chemickým a
mineralogickým složením. Hornina se většinou skládá z několika minerálních
druhů, pravidelně nebo nepravidelně rozmístněnými. Existují také
monominerální horniny.
Minerál - nerost je anorganická, homogenní (stejnorodá) přírodnina,
vznikající přírodními procesy bez činnosti člověka. Fyzikální a chemické
vlastnosti nerostu jsou stejné v každé jeho části. Každý nerost lze definovat
určitým chemickým vzorcem.
Rozeznáváme tři základní typy hornin:
magmatické – vyvřelé;
sedimentární – usazené;
metamorfované – přeměněné.
Obr. 4-6: Schema znázorňující proces diferenciace a tuhnutí magmatu v magmatickém krbu v závislosti na
poklesu teploty.
Vyvřelé horniny vznikají krystalizací magmatu. Magma je žhavotekutá tavenina tvořená
silikátovou taveninou, již vykrystalizovanými rudními minerály či krystaly některých silikátů a
fluidní fází tvořenou vodnými a kyselinovými párami a plyny. Vzniká na rozhraní litosféry s
astenosférou v důsledku diferenciačních pochodů v plášti a zemské kůře. Rozeznáváme magma
kontinentálního typu, ze kterého vznikají kyselé až středně kyselé horniny a magma svrchní části
pláště, ze kterého vznikají bazické až ultrabazické horniny. První typ magmatu najdeme nad
subdukčními zónami při styku oceánské a kontinentální desky (obr. 4-2ef), nebo v kolizních zónách
(obr. 4-2fg). Druhý typ se vyskytuje především v riftových oblastech (obr. 4-2b) a na
středooceánském hřbetu (obr. 4-2d).
Diferenciace magmatu (tuhnutí, krystalizace) je zahájena likvací (při poklesu teploty pod
1500 oC), kdy se začne oddělovat silikátová část magmatu od sulfidické. Při dalším poklesu teploty
nastává proces segregace. Segregace je proces předcházející hlavní krystalizaci magmatu, při
kterém dochází ke krystalizaci minerálů ze silikátové taveniny, které mají vysoký bod tání. Takto
vznikají kumulace chromitů a platinoidů nebo magnetitu a ilmenitu, které se kumulují na dně
magmatického krbu (obr. 4-21).
Vyvřelé (magmatické) horniny
Obr. 4-7: Bowenovo reakční (krystalizační) schéma.
Závěr krystalizace nastává když ze zbytkové taveniny bohaté na těkavou plynou
a kapalnou složku vznikají pegmatity. Pegmatity jsou zvláštním druhem žilných
hornin. Zbyla-li z magmatu velmi agresivní těkavá složka bohatá na kyseliny uniká
pomocí zón oslabení (pukliny, zlomy) na velké vzdálenosti od magmatu. Při své cestě
reaguje s okolními horninami a začne vytvářet kumulace těžkých kovů (Pd, Zn, Cu,
Ag, Au, atd.). Pokud se vše děje při atmosférickém tlaku v kapalné fázi, mluvíme o
hydrotermálním vzniku ložiska. Pokud se děje v plynném nadkritickém stavu,
mlouvíme o pneumatolitickém vzniku. Vznik hydrotermálních ložisek těžkých kovů je
závislý na pH roztoku, které klesá v důsledku jeho reakce s okolními horninami (vznik
ložisek sulfidických rud).
Podle místa vzniku rozlišujeme vyvřelé horniny (obr. 4-8):
hlubinné (utuhly v magmatických krbech pod povrchem);
žilné (utuhly v zónách oslabení při migraci z magmatického krbu);
výlevné (utuhly na povrchu při styku s atmosférou či hydrosférou).
Obr. 4-8: Schéma znázorňující na příkladech
vyvřelých hornin jejich rozdílná místa vzniku a
to jak pro bazické, tak kyselé horniny.
Hlubinné horniny krystalizují z magmatu v magmatických krbech 2 - 10 km pod povrchem. V těchto hloubkách je již vyšší teplota a tlak okolních hornin než na povrchu.
Teplotní rozdíl magmatu a okolní horniny není tak vysoký, a proto magma chladne pomalu. Hlubinné horniny vytvářejí velká primární magmatická tělesa (plutony, batolity,
lakolity, atd.), což také ovlivňuje rychlost chladnutí. Čím větší těleso, tím pomalejší chladnutí a tedy delší čas na krystalizaci. Mohou tak vznikat velké krystaly pozorovatelné
pouhým okem.
Hlubinné horniny
Žilné horniny
Žilné horniny vznikají při migraci magmatu z magmatického krbu poruchovými strukturami horninového masivu. Vytvářejí plošně rozsáhlá, ale málo mocná tělesa - žíly. V
těchto prostorech je okolní hornina chladná a odebírá více tepla magmatu. Dochází k urychlené krystalizaci. Pokud do trhlin vniklo magma s některými již vykrystalizovanými
minerály, vzniká výrazná porfyrická struktura. Dříve vykrystalizované minerály jsou podstatně větší (vytvářejí tzv. vyrostlice) než okolní, později utuhlé krystaly. Stále jme
makroskopicky schopni pozorovat jednotlivé minerály. Nicméně okolní minerály jsou podstatně menší než u hlubinných hornin.
Výlevné horniny
Výlevné horniny vznikly při vulkanické činnosti, kdy se magma v podobě lávy vylilo na zemský povrch. Teplotní rozdíl mezi lávou a vzduchem (na souši) či vodou (v moři) je
velký. Láva nemá dostatek času na vykrystalizování. Vznikají velmi drobné krystaly pozorovatelné pouze mikroskopicky. Pokud bylo ochlazování překotné, nedošlo ani ke vzniku
krystalů a láva utuhla jako vulkanické sklo. Zvláštním druhem výlevných hornin je pyroklastický materiál. Ten se podobně jako láva ukládá na svazích vulkánů po erupci. Jedná
se o kousky lávy vyvržené při výbuchu do atmosféry. Podle velikosti pak rozlišujeme vulkanické pumy, bomby, vulkanický písek, popel a prach.
Hlavní krystalizace nastává při poklesu teploty pod 1200 oC (obr. 4-6). Při dalším poklesu teploty
pod 600 oC krystalizují hlavní horninotvorné minerály. V uzavřeném systému bez přístupu dalšího
magmatu jiného chemického složení (obr. 4-21)platí Bowenovo krystalizační schéma (obr. 4-7).
Sedimentární (usazené) horniny
Usazené horniny (sedimentární horniny) jsou plošně nejrozšířenější horniny. Vznikají sedimentací rozrušeného
materiálu starších hornin. Původní horniny se vlivem eroze rozpadají na menší částice, které zůstávají na místě a
jsou součástí půd, nebo jsou transportovány gravitací, vodou, větrem nebo ledovcem do místa uložení
(sedimentace). Během eroze a transportu jsou částice hornin mechanicky a chemicky rozrušovány (obr. 4-9).
Typické prostorové uspořádání stavebních částic sedimentárních hornin (textura) je do vrstev (pozorovatelných
pouhým okem) tzv. vrstevnatost.
Obr. 4-9: Schéma znázorňující proces zvětrávání skalní horniny.
Sedimentární horniny rozlišujeme:
•
klastické (úlomkovité);
•
cementační.
Klastické horniny vznikají nahromaděním transportovaných úlomků a zrn starších hornin. Při jejich klasifikaci je
důraz kladen na velikost a tvar úlomků. Podle velikosti úlomku dělíme klastické horniny na:
Klastické horniny
•
Psefity
nad 2 mm
slepenec, brekcie
•
Psamity
2 – 0,063 mm
pískovec, droba, arkóza
•
Aleurity
0,063 – 0,004 mm
prachovce
•
Pelity
pod 0,004 mm
jílovce
velikost zrna
zástupce
Cementační horniny
Cementační horniny vznikají přímým nebo nepřímým vysrážením látek rozpuštěných ve vodě (transportním médiu). Zahrnují v sobě chemogenní horniny (vzniklé přímým
vysrážením z vodných roztoků), biochemické (vzniklé jako produkt činnosti organizmů) a organogení (vzniklé nahromaděním schránek živočichů). Při jejich klasifikace je
kladen důraz na látkové složení. Strukturní a texturní znaky jsou méně důležité.
Podle chemického složení rozlišujeme:
•
ality, ferolity, manganolity;
•
kaustobiolity (uhlí, ropa, zemní plyn);
•
silicity;
•
karbonáty;
•
fosfority;
•
evapority.
Metamorfované (přeměněné) horniny
Obr. 4-10: Příklad přeměny granitu (A) na ortorulu (B) při metamorfóze. Mění se
uspořádání minerálů (struktura horniny) a částečně minerální složení.
Metamorfované horniny vznikly přeměnou (metamorfózou) již existujících hornin –
magmatických, sedimentárních a již dříve metamorfovaných. K metamorfóze hornin dochází
pokud se existující horniny dostanou vlivem endogenních pochodů do odlišných podmínek než za
kterých vznikly. Změnu tlaku, teploty a chemického složení okolí se snaží horniny kompenzovat
změnou vnitřního uspořádání stavebních částic (minerálů, zrn) - změna stavby a vznikem
minerálů nových. Mění se jejich struktura (obr. 4-10). Horniny za těchto přeměn zůstávají stále v
pevném stavu.
Metamorfóza může probíhat již za teplot kolem 150 oC. Nejvyšší teploty metamorfózy jsou
ohraničeny tavením hornin, což v závislosti na tlaku a chemickém složení hornin kolísá od 600 oC
až do cca 1000 oC. Dostanou-li se horniny do podmínek tlakově a teplotně vyšších, dochází k
anatexi hornin a k jejich roztavení (obr. 3-19).
Intenzita metamorfózy
Podle různého stupně metamorfózy (intenzity) může z původní jedné horniny vzniknout řada
zcela odlišných hornin (obr. 4-11). Podle intenzity se rozlišuje metamorfóza:
Slabá (epizonální) –nízká teplota, malý hydrostatický tlak a silný stress (vznik fylitu,
chloritické, mastové a zelené břidlice)
Střední (mezozanální) – vznik svorů, amfibolitů, dvojslídných rul
Silná (katazonální) – nejvyšší teploty a nejsilnější tlaky, stress chybí (vznik granulitů,
pyroxenických rul, eklogitů)
Obr. 4-11: Příklad přeměny prachovce na různé met. horniny v závislosti na intenzitě metamorfózy.
Intenzita a průběh metamorfózy závisí na
spolupůsobení těchto hlavních činitelů:
Teplota jako hlavní činitel určuje intenzitu metamorfózy. Způsobuje vznik teplotních gradientů a tím ovlivňuje přenos látek.
Způsobuje rekrystalizaci a vznik nových minerálů. Zdroje tepla jsou podrobně rozepsány v kapitole 2.
Tlak působící na horniny při metamorfóze je souhrnem litostatického tlaku, orientovaného tlaku a tlaku fluid. Podrobněji jsou
tyto tlaky rozepsány v kapitole 2.
Chemický potenciál a rovnováha v horninách - změnou fyzikálních podmínek vznikají v horninách chemické potenciály, které se
metamorfózou vyrovnávají. Rozhodující význam při těchto procesech má fluidní fáze, která umožňuje migraci látek.
Čas umožňuje charakterizovat jednotlivé druhy metamorfózy, i když je stanovován jen experimentálně (př. 1 mm – 10 mm
wollastonitu vznikne při teplotě 900 oC a tlaku 56 MPa za cca 480 let). Podle času můžeme rozlišit některé metamorfózy:
šokovou metamorfózu – trvá několik sekund (dopad meteoritu, atomový výbuch);
kontaktní metamorfózu – odhaduje se na statisíce až milióny let;
regionální metamorfóza – trvá desítky až stovky miliónů let.
Druhy metamorfózy
Podle prostorového rozsahu můžeme metamorfózu rozlišit:
regionální metamorfózu;
lokální metamorfózu.
Lokální metamorfóza probíhá v malých regionech. Dělí se na:
kontaktní metamorfózu - je způsobena přenosem tepla z magmatu; při metamorfóze se uplatňuje především teplota v intervalu
550 – 900 oC; probíhá v zóně označované kontaktní dvůr;
dislokační metamorfózu - probíhá na zlomech a násunových plochách příkrovů pod velkým orientovaným tlakem; dochází k
drcení hornin, které se stmelují v tektonity, mylonity či kataklasity;
šoková metamorfóza - probíhá v malých oblastech a je způsobena velmi krátkodobým zvýšením teploty nebo tlaku; trvá několik
málo sekund či minut (např. impaktová metamorfóza - způsobenou dopadem meteoritu na zemský povrch).
Regionální metamorfóza probíhá v celých regionech. Při přeměně hornin se uplatňují všichni činitelé a trvá desítky až stovky mil. let.
Obr. 4-12: Schéma kontaktní metamorfózy.
Teplo uniká z magmatického krbu, magma
chladne a krystalizuje. Uvolněné teplo
přechází do okolních hornin, které se
metamorfůjí. Styčná plocha mezi
magmatickým krbem a okolní horninou se
označuje jako kontaktní dvůr. Se
vzdáleností od magmatického krbu klesá i
intenzita metamorfózy.
Geologický čas
Studiem zákonitostí vývoje zemské kůry od doby jejího vzniku až do dnes se zabývá Historická geologie. Snaží se zmapovat časové
události ve vývoji naší planety. Dělí historii Země na geologická období a do nich časově zařazuje jednotlivé geologické události.
„Měří“ délku trvání jednotlivých geologických procesů. Základní úkoly této vědní disciplíny jsou určení stáří hornin, studium evoluce
na základě paleontologických nálezů, rekonstrukce fyzikálně geografických poměrů a studium historie tektonických pohybů. K řešení
těchto úkolů využívá základní pomocné geovědy jako je paleontologie, stratigrafie, petrografie, strukturní geologie, tektonika atd.
Pracuje s metodami, které jsou schopny určit vznik a stáří zkoumaných hornin - metoda absolutního datování a metoda
relativního datování.
Absolutním datováním určujeme čas, který uplynul od vzniku určité horniny nebo její poslední přeměny. Například nejstarší
horniny zemské kůry mají stáří 3,8 mld. let.
K určení absolutního stáří hornin se používají radiometrické metody, využívající přirozeného rozpadu nestabilních radioaktivních
izotopů obsažených ve vybraných minerálech hornin.
Z poměru mezi množstvím původního (rodičovského) a výsledného (dceřiného) prvku (obr. 4-13) lze při znalosti poločasu rozpadu
daného prvku vypočítat stáří vybraného minerálu. Musí být ovšem dodržena podmínka, že poměr izotopů je ovlivněn pouze procesy
radioaktivního rozpadu a ne následnými geologickými procesy (následná metamorfóza).
Mezi nejpoužívanější metody patří:
•
uran (238U,235U) nebo thorium (232Th)
›››
olovo (235Pb, 237Pb);
•
rubidium (87Rb)
›››
stroncium (87Sr);
•
draslík (40K)
›››
argon (40Ar);
•
samarium (147Sm)
›››
neodymium (143Nd);
•
radiokarbonátová metoda (14C)
›››
(14N).
Obr. 4-13: Příklad rozpadu původního
(rodičovského) izotopu na výsledné (dceřiné).
Relativním datováním se neurčuje přesné stáří horniny, ale stanovuje se, zda zkoumané horniny jsou vůči sobě v poměru mladší,
starší nebo stejně staré. Takovéto určení času v geologické praxi mnohdy postačuje. Určení vzájemného stáří platí také pro určení
stáří zlomů, vrásových deformací, geologických těles a formací. Ke studiu vzájemného stáří hornin se využívá metod stratigrafie.
Stratigrafie studuje zejména sledy sedimentárních vrstev jejich vztahy a stáří. Hodnotí geologické jednotky v čase a prostoru. Úkolem stratigrafie je stanovovat stratigrafické
jednotky pro určitá území, do kterých se jednotlivé vrstevní sledy zařazují. Tyto jednotky jsou vymezeny prostorem, na který jsou omezeny a jejich časovým rozsahem. Každá
stratigrafická jednotka by měla mít svůj typový profil - stratotyp. Stratigrafie zpracovává podklady z dalších podoborů:
A) Biostratigrafie využívá podobného pravidla, ale zaměřuje se na stejné zkameněliny. K určování stáří sedimentárních hornin využívá tzv.
vůdčích zkamenělin. Na základě výskytu vůdčích zkamenělin řadí vrstevní sledy do jednotek. Aby určitá zkamenělina byla prohlášena za vůdčí,
musí splňovat několik podmínek. Živočich musel mít celosvětový hojný výskyt, tedy nebyl závislý na svém životním prostředí, přitom jeho éra
musela být v geologické minulosti krátkodobá a jeho zkamenělina musí být snadno určitelná. Nejčastější vůdčími zkamenělinami v mořských
uloženinách jsou pro starší prvohory trilobiti, pro druhohory amoniti, od druhohor do současnosti mořský plankton (např. foraminifery či
mřížovci) a suchozemská flóra.
Obr. 4-14: Zkamenělina
trilobita a model amonita.
B) Litostratigrafie člení horninové celky podle litologického charakteru. Zkoumá makroskopicky pozorovatelné znaky hornin (složení hornin)
a na jejich základě stanovuje litostratigrafické jednotky. Litostratigrafickým celkem je souvrství, složené z jednotlivých litologicky podobných
hornin. Souvrství musí být zřetelně odděleno od ostatních vrstev. Soubor souvrství se označuje za formaci, soubor formací za skupinu a soubor
skupin za nadskupinu.
C) Magnetostratigrafie (paleomagnetika) studuje polohu minerálů s feromagnetickými látkami vůči magnetickému poli v době jejich vzniku.
Nově vznikající minerály nebo sedimentující jemné částice obsahující feromagnetické látky se orientují do aktuálního severojižního
magnetického směru jako magnetické střelky. Takto je zachycena remanentní magnetizace - průběh fosilního magnetického pole působícího v
době vzniku horniny. Je tedy možné sledovat změnu magnetického pole v čase. Výsledky této metody pomáhají při vysvětlení teorie pohybu
litosférických desek (viz kapitola 2). Při rozpínání oceánského dna vznikají výlevné horniny, jejichž feromagnetické minerály krystalizují v
daném severojižním směru. Magnetické pole se mění a proto se mění i orientace minerálů v nově utuhlých horninách vůči starším. V
paleomagnetických záznamech následně zjišťujeme, pásemné anomálie orientované souběžně s oceánským hřbetem.
Stratigrafické principy a zákony využívané při stanovování relativního stáří hornin:
Obr. 4-15: Schéma zachycující
konkordantní uložení subhorizontálně
uložených vrstev. Mladší horniny jsou
uloženy v nadloží hornin starších.
nejstarší honiny
nejmladší horniny
1) Zákon primární horizontality a kontinuity říká, že sedimentární horniny se v klidném vodním sedimentačním prostředí ukládají
subhorizontálně (přibližně horizontálně). Neplatí to pro ukládání na souši. U zrnitých sedimentů je úklon vrstevního rozhraní dán
úhlem vnitřního tření mezi zrny. U písku je tento úhel na souši cca 30o, ale pod vodní hladinou klesá na 1 - 2o.
Vrstva se ukládá kontinuálně bez přerušení. Pokud dojde k přerušení ve vertikálním směru, ukládá se již vrstva nová, pokud je změna
vrstvy v horizontálním směru, mluvíme o změně facie související s transgrasí (nástup) či regresí (ústup) moře.
2) Zákon superpozice říká, že mladší horniny leží a zakrývají horniny straší. Mladší sedimentární horniny se ukládají na starší, a proto
je i zakrývají. Hranice mezi vrstvami jsou konkordantní. Ve vertikálním řezu zemskou kůrou stáří vrstev hornin směrem dolů stoupá.
Nesmí být ovšem pozice vrstev druhotně modifikována (tektonicky přepracována).
3) Princip inkluzí - inkluze pochází vždy z materiálu starší vrstvy, navíc vypovídají o změně sedimentačních podmínek. V mladších
sedimentech najdeme valouny hornin starších.
4) Zákon stejných zkamenělin vychází z předpokladu, že vrstvy, obsahující podobný soubor zkamenělin, lze považovat za stejně staré
(platí pro cca posledních 600 miliónů let). Pro stratigrafické určení stáří hornin jsou rozhodující paleontologické metody využívající
nálezů zkamenělin v sedimentárních horninách.
5) Zákon protínání geologických těles je velmi podobný. Říká, že mladší geologická tělesa protínají, porušují či deformují tělesa
starší. Totéž platí i pro zlomy, vrásové deformace a geologické formace. Hranice mladších těles se staršími je diskordantní.
•
Konkordance
Ukládají-li se sedimenty v jednom sedimentačním prostředí paralelně plynule na sebe, potom se uložení vrstev v souvrství či
sérii označuje za souhlasné neboli konkordantní. Tedy mladší vrstvy spočívají na starších (uložení souhlasné, nedošlo k
přerušení sedimentace - obr. 4-15).
• Diskordance
Pokud mladší geologické struktury porušují starší geologická tělesa nebo mladší sedimenty zakrývají sedimenty
starší s nesouhlasným uložením označujeme tento jev za diskordanci. Rozeznáváme skrytou a úhlovou diskordanci.
•
skrytá diskordance - dochází k sedimentaci, která je náhle přerušena. Následuje výzdvih oblasti a eroze. Po
následném poklesu oblasti je obnovena sedimentace (obr. 4-16). Přibližně shodné uložení. Období bez sedimentace
nazýváme stratigrafický hiát. Tato erozí postižená oblast poklesla v důsledku tektonických pohybů. Došlo k transgresi
moře a uložení vrstvy E na erodovaný povrch. Tento poměr dvou sedimentů (vrstvy C a E) označujeme jako skrytá nebo
paralelní diskordance. Delší období bez sedimentace označujeme za stratigrafický hiát.
Obr. 4-16: Schéma zkryté
diskordance.
Vysvětleme si to na příkladě. Postupně v jednom sedimentačním prostředí dochází k souhlasnému ukládání
sedimentů plynule jeden na druhý - mladší na starší (obr. 4-16a). V důsledku tektonického výzdvihu oblasti dochází
k regresi moře - ústup moře (obr. 4-16b). Sedimentace je přerušena a nastává eroze a denudace uloženého
materiálu (obr. 4-16c).
Působením eroze a denudace byla oddenudována vrstva D a byl „vymodelován“ nový reliéf krajiny. Delší období
bez sedimentace označujeme za stratigrafický hiát. Erozí postižená oblast poklesla v důsledku tektonických
pohybů. Došlo k transgresi moře (nástup moře) a uložení vrstvy E na erodovaný povrch (obr. 4-16d). Pozici dvou
sedimentů (vrstvy C a E) označujeme jako skrytou nebo paralelní diskordanci.
a
b
c
d
Obr. 4-17: Schéma úhlové
diskordance.
a
b
c
d
•
úhlová diskordance - dojde k rozlámání a vrásnění hornin, poté nastupuje eroze a následuje po poklesu sedimentace
(obr. 4-17). Pozici sedimentů starších provrásněných a mladších neprovrásněných označujeme za úhlovou nebo také
zjevnou diskordanci. Úhlovou diskordanci nacházíme také u geologických formací, kde mladší geologická tělesa
prostoupila nebo porušila tělesa starší viz pravá žíla mladší vyvřelé horniny prostupuje souvrství starších sedimentárních
hornin.
Obr. 4-18: Příklad úhlové
diskordance, kdy pravá žíla
prochází přes subhorizontálně
uložené sedimenty.
Obr. 4-19: Příklad úhlové
diskordance, kdy mladší
subhorizontálně uložené
vrstvy spočívají na starších
zvrásněných sedimentech.
Datování historie Země
Obr. 4-20: Chronostratigrafická tabulka FANEROZOIKA.
Datování historie Země vychází z terminologie chronostratigrafie a
geochronologie.
Chronostratigrafická stupnice (obr. 4-20) dělí geologický čas na
jednotlivé časové jednotky dle jejich absoltního stáří. Dělí sledy hornin
na tělesa uložená v určitém intervalu geologického času Naopak ve
vztahu k horninovému záznamu hovoříme o geochronologii, vychází z
relativního určení stáří.
Hranice mezi chronostratigrafickými jednotkami jsou definovány na
stratotypových profilech. Prvním mezinárodně schváleným stratotypem
hranic útvaru byl schválen profil silursko-devonskými hraničními
vrstvami na vrchu Klonk u Suchomast na Berounsku.
Současná geologie používá spíše jednotek chronostratigrafických. To
znamená, že říkáme křídový útvar a nikoli perioda (145 – 65 mil. let).
Geologická minulost se člení na éry resp. erathemy (např. mezozoikum),
jenž se dále dělí na útvary (trias, jura, křída); útvary se člení na
oddělení, která jsou většinou tři (spodní, střední a svrchní) a trvají
řádově 10 milionů let; oddělení se dále dělí na stupně, jejichž trvání je
kratší než 10 milionů let. Za tímto účelem byla vytvořena stratigrafická
tabulka. Stratigrafické jednotky dostaly jména podle typického místa
výskytu (např. Přídolí, Lochkovian) nebo podle toho, jaké nerosty tehdy
vznikaly (kupř. karbon, křída).
Vedle chronostratigrafického dělení na jednotlivé eratemy, útvary,
oddělení, stupně atd. se v geologickém vývoji Země vymezují tzv.
orogenní cykly – orogeneze (někdy označované také jako vrásnění).
Orogeneze je horotvorný proces, který vede ke vzniku pásemných
pohoří, vznikajících většinou vlivem kolize dvou kontinentálních
litosférických desek. Během tohoto procesu dochází vlivem
ohromných tlaků a teplot k vrásnění, magmatizmu a k metamorfóze.
Tento proces je dlouhodobý a trvá milióny až desítky miliónů let.
Většinou se dělí v řadu dílčích maxim neboli fází.
Výsledkem orogenních cyklů je výzdvih pásemných pohoří: Karpaty, Alpy,
Skandinávské pohoří, atd. K nejvýznamnějším orogenezím náleží
kadomská orogeneze (vrcholila na konci proterozoika), kaledonská
(vrchol na konci siluru), variská (také hercynská – vrcholila na konci
paleozoika) a alpínská (tzv. staroalpínské fáze probíhají především v
křídě, mladoalpínské pak v terciéru).
Na území ČR se během geologického vývoje uplatnily tyto orogenní fáze:
•
kadomská;
•
hercynská (variská);
•
saxonská (alpínská).
Kadomské vrásnění proběhlo na rozhraní mezi prekambriem a
paleozoikem. Uplatnilo se především v Evropě.
Český masiv byl vytvořen a formován kadomskou (assyntskou) orogenezí
(hlavní fáze před 660-550 mil. let) a výrazně přetvořen variskou
orogenezí (hlavní fáze před 400-330 mil. let).
Geologický vývoj Země vymezený orogenními cykly
Hercynské (variské), někdy též armorické a v Severní Americe alleghenské vrásnění byl horotvorný proces, ke kterému došlo v prvohorách během devonu (416 – 359 Ma) a
karbonu (359 – 299 Ma), konkrétně se udává 390 – 310 Ma. Byl způsoben srážkou superkontinentů Eurameriky a Gondwany. Výsledkem byl řetězec několik tisíc metrů vysokých
pohoří, který se táhl napříč nově vzniklým superkontinentem Pangeou. Během permu (299 – 251 Ma) bylo horstvo srovnáno erozí.
Dnešní pohoří, která se nacházejí v hercynském geologickém prostoru, (např. Krkonoše) získala svou výšku mnohem později, když byla během alpínského vrásnění vyzvednuta
podél zlomových linií.
Alpínské vrásnění se uplatňovalo v severní Africe, Evropě a Asii. Počátek je kladen na konec druhohor v křídě (145 – 65 Ma) a pokračuje přes celé třetihory dodnes. Dal
vzniknout horstvům alpsko-himálajského systému, kam se řadí také Západní Karpaty.
Vrásnění bylo způsobeno pohybem litosférických desek bývalého superkontinentu Gondwany, konkrétně desky africké, arabské a indické, k severu, kde narážely na desky
eurasijské.
Karpatská soustava je regionálně-geologickým celkem nasunutá SZ směrem na JV okraj Českého masivu. Byla zformována teprve procesy alpínského vrásnění, hlavně v
intervalu posledního sta milionů let od svrchní křídy do terciéru. Také zde byly určujícím faktorem pohyby litosférických desek. Hlavní roli zde sehrála kolize jižnější africké
desky s varisky konsolidovanou severnější deskou Evropy.
Průběh alpínsky zvrásněných horstev, která již nebyla postižena dalšími horotvornými procesy, a proto se lépe zachovala než mnohem starší horstva variská, pak můžeme
sledovat od Pyrenejí přes Alpy a Karpaty dále k V až do Himálají.
Obr. 4-21: Schéma otevřeného a uzavřeného systému.
Obr. 4-22: Příklad přeměny sedimentární horniny ve vstahu k
pozici místa v kolizní zóně a k intenzitě metamorfózy.
teplota;
tlak;
chemický potenciál a rovnováha v horninách;
čas.
