Nauka o Zemi Teoretická část Primární tělesa magmatických hornin Zemská kůra je tvořena souborem vyvřelých, sedimentárních a metamorfovaných  hornin. Tyto horniny jsou vymezeny v horninovém prostoru vůči ostatním. Vytváří  geologická tělesa, jejichž tvar, rozměr a poloha v prostoru je spojen s genezí dané  horniny a případnými následnými tektonickými procesy. Tyto parametry sledujeme  pomocí vnějších strukturních znaků. Znalost geneze konkrétních hornin pomůže  identifikovat a omezit primární geologická tělesa. Tvarově i geneticky se od sebe liší  primární geologická tělesa vyvřelých a sedimentárních hornin. V metamorfovaných  horninách existuje analogie struktur hornin vyvřelých a sedimentárních. Míra  podobnosti geologických těles metamorfovaných hornin vůči geologickým tělesům  vyvřelých a sedimentárních hornin závisí na intenzitě metamorfózy a tektonické  modifikaci původních těles. Rozeznáváme tedy pouze primární geologická tělesa  magmatických hornin (vzniklé magmatizmem) a sedimentárních hornin (vzniklé  sedimentací).  Obr. 5-1: Chladnoucí láva, jež je odplyněné magma, které vystoupilo na zemský povrch. Magmatizmus je proces spojený s migrací magmatu k zemskému povrchu a vzniku primárních geologických těles  vyvřelých hornin (kapitola 4). Magma - žhavotekutá tavenina, proniká litosférou. Hromadí se v magmatických krbech, kde  tvoří primární geologická tělesa uvnitř litosféry (tělesa hlubinných hornin) nebo vystupuje přímo na povrchu (tělesa  výlevných hornin). Je to tedy proces úzce spojený se vznikem vyvřelých hornin a s obnovou zemské kůry - geologickým  cyklem (viz kapitola 4 - Geologický cyklus).   Magma Magma je žhavotekutá tavenina vznikající na rozhraní litosféry a astenosféry v důsledku diferenciačních pochodů v zemském  plášti a kůře. Je tvořena převážně silikátovou žhavotekutou taveninou, již vykrystalizovanými rudními či silikátovými minerály (cca 10 %) a fluidní fází (rozpuštěné sopečné plyny a páry - lehká těkavá složka). Množství fluidní fáze v magmatu se odhaduje mezi 1-  5%. Hluboko pod povrchem je magma pod velkým litostatickým tlakem, který zabraňuje uvolnění rozpuštěné fluidní fáze z  magmatu. Při výstupu magmatu k povrchu klesá litostatický tlak a plyny se začínají rozpínat a uvolňovat. Zvětšuje se objem a  migrační schopnost magmatu (fluidní fáze snižuje viskozitu magmatu). Při vulkanické činnosti uvolněné sopečné plyny a páry mohou obsahovat 30 až 90 % vodní páry. Zbylou část tvoří oxidy síry  (např. oxid siřičitý), fluorovodík, chlorovodík, oxid uhelnatý, methan, fluorid křemičitý, amoniak, oxid uhličitý a mnoho dalších  jako např. karbonylsulfid či radon. Většina těchto plynů je životu nebezpečná. Některé plyny jsou jedovaté, jiné jsou ve velkých  koncentracích nedýchatelné.  Obr. 5-2: Schéma migrace magmatu litosférou kontinentálního typu k zemskému povrchu a vzniku kyselého magmatu. Druhy magmatu  Magma můžeme rozlišovat podle chemického složení nebo podle vzniku. Z hlediska chemického složení rozlišujeme magmata nejčastěji na základě obsahu SiO₂. • kyselé (acidní) > 65 % SiO₂; • neutrální (intermediární) 65-52 % SiO₂; • bazické 52-44 % SiO₂; • ultrabazické < 44 % SiO₂. Obsah SiO₂ je dán součtem křemičitanové komponenty ze všech přítomných silikátů i oxidu křemíku. Podle geneze rozlišujeme magma: • primární (bazické až neutrální) magma vznikající ve svrchní části pláště nebo v bazaltové vrstvě zemské kůry; • sekundární (kyselé) magma vznikající v zemské kůře kontinentálního typu. Primární magma  Ke vzniku primárních bazických magmat dochází ve svrchním plášti v hloubkách 100 až 250 km. Teplota vzniku se odhaduje  na 1300 - 1500 °C a tlak 3 až 6 GPa. Diferenciací plášťového magmatu se na základě nižší hustoty odděluje bazické magma,  které vystupuje do zemské kůry. K výstupu těchto magmat dochází především podél riftových zón (na středooceánských hřbetech  či kontinentálních riftech). Tvoří základ oceánské kůry (obr. 2-20). Těžší peridotity a eklogity zůstávají pod bazickou složkou a  tvoří svrchní část pláště. Bazická magmata jsou bohatá na  oxidy železa a hořčíku, naopak chudá na SiO₂. Primární magmata intermediárního složení většinou vznikají přetavením hornin zemské kůry. Mohou vznikat také při velmi  vysokých teplotách vytavováním z hornin svrchního pláště nebo se formují z bazických magmat během diferenciačních procesů  probíhajících v zemské kůře. Sekundární magma  Výskyt sekundárních magmat je vázán na subdukční zóny typu kontinent - oceán a kolizní zóny (obr. 3-24 a,c). Vznik kyselých  magmat je v současné době vysvětlován dvěmi způsoby. První způsob vysvětluje vznik procesem granitizace, kdy dochází  působením tlaků a teplot k roztavení starších vyvřelých, metamorfovaných a sedimentárních hornin tvořících zemskou kůru.  Tavením těchto hornin vzniká kyselé magma granitového složení. Někdy je označováno za anatektické magma. Ke vzniku  takovéhoto magmatu dochází při teplotě 600 - 800 °C. Předpokládá se, že toto mobilní magma s nízkou hustotou při migraci k  povrchu s klesajícím litostatickým tlakem rychle ztrácelo svoji pohyblivost a tuhlo pod zemským povrchem, kde vytvářelo velká  primární geologické tělesa kyselých vyvřelých hornin.  Kromě tohoto způsobu vzniku kyselého magmatu se předpokládá také vznik spojený s diferenciací magmatu primárního a  mícháním s taveninami bohatými na SiO₂. Při procesu migrace magmatu k povrchu, dochází k jeho postupné diferenciaci, kdy se  oddělují bazické složky a zvyšuje se tak podíl SiO₂. Vznikají středně kyselá magmata, která postupují blíže k povrchu. Při své  cestě vzhůru natavují okolní hornin (kyselé horniny granitové vrstvy kontinentální kůry) a obohacují se o jejich kyselé složky.  Dochází tak k postupnému míchání středně kyselých magmat s taveninami bohatými na SiO₂ (obr. 5-2). Mobilita magmatu  Mobilita magmatu úzce souvisí s viskozitou, teplotou a množstvím fluidní fáze. Teplota magmatu se pohybuje v rozmezí hodnot 590 °C až 1400 °C, přičemž závisí na množství rozpuštěné vody v tavenině. Čím menší je podíl vody, tím vyšší jsou teploty. Suchá  magmata mohou dosahovat teploty až 1500 °C. Na obsahu vody závisí i hustota magmatu. Hodnoty hustoty magmatu se pohybují v rozmezí 2,2 až 2,8 g*cm^-3. Při erupci (výstupu magmatu na povrch) se z magmatu uvolní fluidní fáze, čímž se rapidně sníží hustota chladnoucího a krystalizujícího magmatu.  Viskozita magmatu je ovlivněna především obsahem SiO₂ a teplotou. Kyselá magmata (bohatá na SiO₂) jsou viskóznější. Čím je SiO₂ méně, tím je magma tekutější. Proto se bazická  magmata chudá na SiO₂ snadno na povrchu rozlévají do okolí v podobě lávových příkrovů. Viskozita magmatu klesá s nárůstem teploty. Teplota magmatu kyselého se zpravidla pohybuje okolo  800 až 900 °C a teplota bazického magmatu dosahuje hodnot až 1300 °C. Migraci magmatu (intruzi) lze vysvětlit na příkladu subdukční zóny (obr. 3-24 a,b). Horniny podsouvající se desky jsou v hloubce 100-150 km a teplotě 600 až 1000 °C (obr. 3-19) taveny.  Vzniklé magma má mnohem menší hustotu než okolní prostředí v této hloubce a vyšší podíl fluidní fáze. Celý mechanizmus výstupu magmatu v plastickém prostředí svrchní části pláště  funguje na principu rozdílné hustoty a přítomnosti těkavých složek v magmatu. Rozdíl hustot nutí magma migrovat k povrchu (obr. 5-2). Magma se hromadí pod zemskou kůrou. Se zmenšující  se hloubkou klesá teplota a litostatický tlak. Okolní horniny nejsou již tak plastické jako ve spodní části litosféry, nicméně další postup k povrchu je možný díky vyšší teplotě a nižší hustotě  magmatu než mají okolní horniny. Takto se magma dostává až do oblastí, nad kterými jsou horniny již v duktilním až pevném stavu. V těchto zónách se hromadí v tzv. magmatických krbech.  Další postup magmatu k povrchu je možný pouze přes místa oslabení horninového masivu (zlomy, pukliny, atd.). Podle mobility magmatu lze rozlišit dva základní procesy magmatizmu, které ovlivňují genezi různých vyvřelých hornin a primárních magmatických těles. Rozlišujeme: • Plutonizmus – magma proniká pouze litosférou, zůstává pod zemským povrchem a tvoří primární hlubinná geologická tělesa. • Vulkanizmus – magma pronikne až na zemský povrch, kde vytváří primární vulkanická tělesa. Plutonizmus Plutonická tělesa vznikají utuhnutím magmatu v magmatických krbech nebo jejich blízkém okolí. Magma, které intrudovalo ze spodních částí  kůry či svrchní části pláště, nemůže již postupovat vzhůru k povrchu a hromadí se v magmatických krbech. Teplo z magmatu odnímá okolní  prostředí a magma chladne. Dochází k diferenciaci magmatu (viz kapitola 4) a k jeho krystalizaci. Jak rychle dochází ke krystalizaci magmatu  záleží na rychlosti poklesu tlaku, teploty a chemické reakce okolního prostředí. Pokud je litostatický tlak nízký a teplotní rozdíl magmatu a  okolních hornin vysoký, magma chladne rychle. Záleží tedy také na hloubce uložení magmatického krbu a jeho velikosti.  Geofyzikální výzkumy potvrdily, že hloubka uložení magmatických krbů je v rozmezí 60-100 km. Podle stádia diferenciace a krystalizace  magmatu je prostor magmatických krbů vyplněn nerovnoměrně. Magma v magmatickém krbu tuhne ze stran do centra a ze spodu nahoru. Na dně  magmatického krbu se ukládají minerály vykrystalizované při vyšších teplotách (obr. 4-6). Ve vyšších partiích magmatického krbu je tavenina  bohatší na kyselé složky a fluidní fáze. Toto zbytkové magma pod tlakem fluidní fáze uniká do blízkého okolí magmatického krbu, kde tuhne. V  některých případech může extrudovat až na zemský povrch (obr. 5-3). Potom již mluvíme o vulkanické činnosti a vzniku primárních povrchových  těles.  Obr. 5-3: Schéma diferenciace magmatu v magmatickém krbu.     Při styku intrudujícího (migrujícího) magmatu s okolní horninou dochází na styčné ploše k přeměně (metamorfóze) okolní horniny účinkem vysoké teploty a  agresivních složek magmatu (obr. 5-4). Vzhledem k tomu, že proniká do všech  petrografických typů hornin může částečně měnit svůj chemizmus. Podle pozice  intrudujícího tělesa vůči okolním horninám rozlišujeme intruze konkordatní a  diskordantní (viz kapitola 4). Obr. 5-4: Schéma intruze magmatu do okolních hornin. Hlavními kritérii klasifikace plutonických (intruzivních) těles jsou absolutní  rozměr (délka, šířka, mocnost), poměr těchto rozměrů a vztah k okolním horninám,  které intrudující tělesa porušují.  Rozlišujeme tato základní intruzivní tělesa:  • batolit;  • pluton;  • pně;  • lakolit; • žíly a žilné systémy;  • apofýzy. Obr. 5-5: Schéma znázorňující oderodované dílčí elevace batolitu, které se do hloubky spojují. Batolit Batolit je hlubinné intruzivní těleso velkých rozměrů. Plošná rozloha přesahuje 40 km². Batolit má generelně tvar  dómů, obklopených menšími intruzivními tělesy. Povrch batolitu se skládá z místních elevací a depresí. Při malé denudaci  vystupují na povrch malá doprovodná tělesa. Při rozsáhlejší denudaci se odkryje vrcholová část batolitu s propojením na  doprovodná tělesa (obr. 5-5). U batolitů není odkryto podloží, proto je hloubkový dosah neznámý. Do hloubky se batolity  rozšiřují. Jejich kontakt s okolní horninou je diskordantní. Na kontaktu jsou okolní horniny metamorfovány. Batolity vznikají v průběhu času postupným spojením více magmatických krbů s mírně chemicky odlišným magmatem.  Proto je jejich chemické složení v prostoru proměnlivé. Petrografické složení odpovídá nejčastěji granitům a  granodioritům. Menší tělesa mohou být tvořena syenity a diority. Pluton     Pluton je hlubinné těleso nepravidelného tvaru. Je menší než  batolit. Kontakt s okolní horninou je paralelní s vrstevnatostí  nebo foliací (konkordantní) nebo přetíná vrstvy a jde o kontakt  diskordantní. Hloubkový dosah je neznámý. Povrch plutonu je  členitý. Vybíhají zněj menší intruzivní tělesa, která jej  obklopují. Na kontaktu jsou okolní horniny metamorfovány.  Plutony stejně jako batolity vznikají v průběhu času postupným  spojením více magmatických krbů s mírně chemicky odlišným  magmatem (obr. 5-6). Proto je jejich petrografické složení v  prostoru proměnlivé a nejčastěji odpovídá granitům a  granodioritům. Obr. 5-6: Schéma znázorňující vznik plutonu tvořeného dílčími magmatickými krby. Blokdiagram znázorňuje také dílčí primární vulkanická tělesa vybíhající z plutonu. Pně  Pně jsou hlubinná intruzivní tělesa tvořená kyselým agresivním zbytkovým magmatem bohatým na těkavé složky. Toto zbytkové magma mělo snahu uniknout z magmatického krbu, a proto intrudovalo do okolní horniny. Pro svůj výstup často využívají křížení puklin nebo zlomů (zón oslabení horninového masivu). Pně vytváří dílčí výběžky homolovitého tvaru z batolitů nebo plutonů (obr. 5-7). Základna těchto pní je oválného nebo elipsovitého tvaru. Výška pní přesahuje jejich šířku. Boky pní zapadají strmě až svisle. Styk s okolní horninou je diskordantní. Na kontaktu jsou okolní horniny kontaktně metamorfované. Lakolit Lakolit je menší hlubinné intruzivní těleso, které má přibližně čočkovitý tvar.  Vniká mezi většinou horizontálně uložené vrstvy sedimentárních hornin, kde v  důsledku tlaku magmatu vyklenou nadložní horniny (obr. 5-6).  Obr. 5-7: Schéma znázorňující základní intruzivní a extruzivní tělesa. Žíly Žíly jsou hlubinná intruzivní tělesa, nejčastěji tvořená kyselým agresivním  zbytkovým magmatem bohatým na těkavé složky. Mají deskovitý tvar. Jejich mocnost  („tloušťka“) je zlomkem jejich délky a šířky. Podle pozice vůči okolním horninám  rozlišujeme: • ŽÍLY PRAVÉ, které protínají a porušují okolní horniny (obr. 5-7, 5-8). Pronikají  okolní horninou pomocí puklin a prasklin. Jejich hranice s okolní horninou je  diskordantní. • ŽÍLY LOŽNÍ, které jsou ke svému okolí konkordantní, tedy jsou uloženy  paralelně s vrstevnatostí nebo foliací (obr. 5-7, 5-8). Pro svoji intruzi mohou  také využívat tektonické porušení masivu. Obr. 5-8: Blokdiagram A znázorňuje horninový masiv tvořený vrstevnatou sedimentární horninu, který je porušen puklinami. Blokdiagram B znázorňuje pravé a ložní žíly po intruzi do oslabeného horninového masivu. Žilné systémy  Žilné systémy jsou tvořeny shlukem různých typů žil. Jako  všechny žíly jsou zpravidla tvořeny kyselým agresivním  zbytkovým magmatem bohatým na těkavé složky. Podle  vzájemné pozice rozlišujeme: • ŽÍLNÍK – shluk nepravidelně se klížicích žil, které se mohou štěpit nebo se spojovat; • ŽILNÉ ROJE - větší množství žil víceméně navzájem paralelních; • RADIÁLNÍ ŽILNÝ ROJ – žíly jsou přibližně vertikální a rozbíhají se od jednoho místa na všechny strany; • PRSTENCOVITÝ ŽILNÝ ROJ – na povrchu jsou žíly uspořádány do koncentrických kruhů a směrem do hloubky se spojují. Prstencovité a radiální žilné roje jsou úzce spjaty s  vulkanickou činností. Jejich intruze je vyvolána velkým tlakem  při výstupu centrální intruze, při vyklenování svrchní části kůry, nebo při gravitačním kolapsu a vzniku kaldery. Apofýzy    Apofýzy nebo-li odžilky jsou hlubinná intruzivní tělesa tvořená kyselým agresivním zbytkovým magmatem bohatým na těkavé složky. Zbytkové magma intruduje do okolní horniny na malé vzdálenosti. V blízkosti magmatického krbu vytváří drobná tělesa jehlicovitého tvaru, které se odštěpují z hlavního tělesa (batolitu, plutonu nebo pně). Vulkanizmus Obr. 5-9: Erupce vulkánu. Vulkanizmus nebo také sopečná činnost je spojena s výstupem magmatu na zemský povrch.  Tvar a velikost primárních  vulkanických těles jsou geneticky spojeny s charakterem výstupu magmatu. Ten je závislý na chemickém složení magmatu (zda je  kyselé, intermediální či bazické) a na složení fluidní fáze rozpuštěné v magmatu.  K nejvýraznějším geologickým tělesům vznikajícím vulkanickou činností patří vulkány, lávové proudy a příkrovy, vytlačené kupy či  jehly, kaldery a tělesa vznikající doprovodnou vulkanickou činností.  Obr. 5-10: Schéma vulkánu. Vulkán Vulkán nebo-li sopka je povrchové extruzivní  těleso, jehož velikost a tvar závisí na složení  magmatu, charakteru a intenzitě sopečné erupce.  Pokud je magma bazické, volně vytéká na povrch.  Bazické magma je tekuté a proto se rozlévá do  okolí. Explozivita takových vulkánů je nízká. V  případě kyselého magmatu je explozivita  intenzivnější. Při výstupu magmatu k povrchu  dochází k poklesu litostatického tlaku, což  způsobuje uvolnění fluidní fáze z magmatu.  Původně v magmatu rozpuštěné plyny a páry  začínají zvyšovat tzv. tlak fluid. Můžeme si to  přirovnat ke tlaku vodní páry v Papinovým hrnci.  Pokud plyny a páry plynule unikají z magmatického  krbu, k výrazné explozi nemusí dojít. V případě, že dojde k uzavření sopouchu (např. stěny sopouchu se zhroutí a zasypou jej) začne tlak  fluid narůstat. V momentě kdy tento tlak překročí odpor vytvořené "zátky", dojde k mohutné explozi, která  je často spojena s destrukcí sopečného kužele. Vulkán se skládá ze (obr. 5-10): • sopečného kužele;  • sopečného komínu (sopouchu) – kanál kudy magma vystupuje na povrch; • kráteru; • lávových proudů a příkrovů; • parazitických kuželů a kráterů. Podle charakteru erupcí rozlišujeme tyto vulkány:  • explozivní;  • efuzivní;  • stratovulkány. Explozivní vulkány Explozivní (tufové nebo pyroklastické) vulkány jsou tvořeny úlomky vyvrhnutého materiálu - pyroklastik (sopečný  prach, písek, popel, kameny, balvany, pumy, atd.), který se vlivem gravitace roztřídil a ukládá na svahy sopečného kužele. Jemný pyroklastický materiál (sopečný prach a popel) vystupuje do velkých výšek (až do stratosféry) a je unášen větrem  na velké vzdálenosti. Tvar kužele odpovídá volně sypanému materiálu. Sklon svahů je dán úhlem vnitřního tření mezi  pyroklastickými částicemi (cca 30 - 33^o). Explozivní činností se vytváří takřka pravidelné sopečné kužely s rovnými svahy a širokým centrálním kráterem (obr. 5-12). Výška těchto vulkánů většinou nepřesahuje 500 m (obr. 5-16). Často tyto vulkány  mají destruovaný centrální kráter po významné explozi, která "odstřelila" vrcholovou partii vulkánů (již popsáno výše). V  centru tohoto obrovského kráteru roste kužel nový (obr. 5-11). Obr. 5-11: Explozivní vulkán s destruovanou vrcholovou částí a rostoucím novým kuželem. Obr. 5-12: Explozivní vulkán s typicky rovnými svahy a širokým centrálním kráterem. Obr. 5-13: Pyroklastický materiál. Pyroklastika jsou vulkanické sedimenty (obr. 5-13). Je  to materiál vyvržený při explozi z kráteru sopky (sopečný  popel, prach, písek, kameny, balvany, pumy a bomby).  Podle hmotnosti a síly erupce jsou vyvrženy do různé výšky  a vzdálenosti od kráteru. Ve zpevněné podobě se nazývají  tufy nebo tefra. Podle velikosti dělíme pyroklastika na:  • popel a prach (pod 0,05 mm);  • písek (0,05 - 2 mm);  • lapili (2mm - 3 cm);  • bomby (3 – 100 cm);  • bloky ( nad 100 cm).  Efuzivní vulkány    Efuzivní nebo také lávové vulkány jsou tvořeny bazaltovou  lávou, která vytéká přes hranu kráteru. Kolem kráteru je nízký  val. Láva je bazická a proto tekutá. Rozlévá se do okolí a  vytváří lávové proudy a příkrovy, které se na sebe ukládají a  tvoří vlastní těleso vulkánu. V okolí jsou přes sebe naložené  lávové příkrovy různých generací. Tyto vulkány nemají strmé  svahy, mají širokou základnu a nevytváří tak tvarově nápadné  kužely jako vulkány explozivní (obr. 5-16). Přesto se jedná  rozsahem o největší vulkanická tělesa. Havajský typ dosahuje  od mořského dna až 9000 m a je označován za štítový typ (obr. 5-14). Stratovulkány  Stratovulkány vznikají střídajícími se výlevy lávy s výbuchy pyroklastik. Jsou to  nejrozšířenější typy sopek. Jejich morfologie je složitá. Najdeme zde několik  parazitních kráterů a kuželů. Vrcholová část vulkánu může být velmi členitá.  Některé mohutné exploze vulkánu jsou tak ničivé, že dochází ke zničení kráteru. Na  jeho místě je kaldera, která obklopuje nový kráter uprostřed (obr. 5-15). V kaldeře  nebo na úbočích sopky mohou vznikat parazitní krátery. Výška stratovulkánů na  kontinentu může přesahovat až 5000 m (Kilimandžáro 5970 m). Morfologicky jsou  velmi nápadné a svými rozměry patří na druhou příčku velikosti (obr. 5-16). Obr. 5-14: Schéma efuzivního typu vulkánu se snímky výstupu lávy na povrch. Obr. 5-15: Hora Svaté Heleny je stratovulkán s kalderou ve vrcholové části, která obklopuje nový kráter uprostřed. Kaldera vznikla po mohutné explozi v roce 1980. Obr. 5-16: Srovnání rozměrů efuzivního vulkánu (nahoře), explozivního vulkánu (uprostřed) a stratovulkánu (dole). Lávový proud  Lávový proud je proud magmatu, který  vytéká přes okraj kráteru. Po ztuhnutí lávy se  vytvářejí tělesa, u kterých převládá délka nad  šířkou a tloušťkou (mocností). Láva při svém  toku využívá erozních rýh. Rychlost pohybu  lávového proudu je závislá na složení a viskozitě  směsi, sklonu svahu dané sopky, na  charakteristice okolního prostředí (zda v cestě  stojí nějaké překážky) a na množství zdrojového magmatu. Viskózní kyselé lávy tečou zpravidla  velmi pomalu (cm/h - m/h). Havajské sopky  uvolňují proudy lávy tekoucí  o rychlosti 300 m  /h - 3 km/h. Nejrychlejší jsou bazické taveniny,  které mohou dosahovat desítek km/h. Na velmi  strmých svazích až 100 km/h. Teplota lávového proudu je různá, závisí to  na chemickém složení lávy. U bazického  magmatu je teplota při výstupu z kráteru 900 -  1100 °C. Teplota v lávovém proudu je nejvyšší uprostřed a směrem ke stranám láva chladne a tuhne. Pokud láva teče  pomalu, může dojit utuhnutí lávového proudu se shora. Na lávovém proudu se vytvoří pevná až několik metrů mocná  vrstva. Láva uvnitř proudu ovšem teče dál. V případě, že veškerá láva z takovéhoto proudu odteče, vzniká lávový tunel  (obr. 5-18). Pokud láva vytéká na mořskem dně, čelo proudu okamžitě tuhne a vytváří se struktura podobná polštáři. Tento  polštář je odsunut tlakem nově se tlačící lávy z lávového proudu. Vytváří se tak nové čelo, které opět okamžitě tuhne.  Polštáře se postupně hromadí na sebe. Vzniká struktura označovaná jako polštářové lávy (obr. 5-19). Obr. 5-17: Lávový proud. Obr. 5-18: Lávový tunel. Obr. 5-19: Polštářová láva. Lávový příkrov    Lávový příkrov vzniká pod patou vulkanického kužele, kdy se láva v lávovém proudu rozlije do okolí. Vytváří se  těleso, u kterého dominuje délka a šířka nad mocností (obr. 5-20). Mocnost lávového příkrovu závisí na viskozitě lávy.  Bazické lávy se rozlévají v menších mocnostech na velké vzdálenosti. Příkrovy větších mocností vznikají u kyselejších  magmat. Obr. 5-20: Čelo lávového příkrovu velmi tekuté (bazické) lávy. Kaldera    Kaldery vznikají ze zralých  sopečných kuželů. Mají tvar  obrovských kotlovitých depresí, často  vyplněných vodou. Vznikají buď  explozí, která „odstřelí“ vrcholovou  část sopečného kužele (viz obr. 5-15)  nebo gravitačním kolapsem, kdy se po  vyprázdnění magmatického krbu  centrální části sopky pod vlastní váhou  propadne (obr. 5-21). Vzniklá deprese  je častokrát vyplněna vodou (tzv.  kalderové jezero). Obr. 5-21: Schéma vzniku kaldery gravitačním kolapsem. Kupa a jehla     Kupa je primární vulkanické těleso vzniklé z kyselého magmatu. Kyselé magma je velmi viskózní, neteče na velké vzdálenosti, ale kupí se v místě výstupu magma na povrch. Tvar kupy je bochníkovitý s přibližně oválným půdorysem. Jeho šířka je dvoj až pětinásobkem výšky. Výška kupy se pohybuje od desítek až po stovky metrů. Pokud je výška dominantní nad ostatními rozměry označujeme toto těleso za jehlu. Obr. 5-22: Uhynulá zvířata v depresi vyplněné nedýchatelným plynem těžším než vzduch. Doprovodné a postvulkanické jevy  K doprovodným a postvulkanickým  jevům patří výrony plynů a par, gejzíry a  výstupy minerálních pramenů. Výrony plynů  a par dělíme podle jejich teploty a  chemického složení na fumaroly, solfatary a  mofety. Fumaroly vznikají během vulkanické  činnosti, kdy z kráteru, nebo z trhlin na  povrchu lávových proudů, vystupují zbylé  fluidní těkavé složky magmatu. Jedná se  především o NH₄Cl, KCl, NaCl, Fe₂O₃, H₃BO₃  a S (obr. 5-23). Jejich teplota kolísá mezi  250 až 1000 °C. Solfatary jsou postvulkanické výrony par a plynů. Jsou složeny převážně ze sirovodíku H₂S, SO₂, CO₂ a vodní páry. Jejich teplota kolísá mezi 90 až 250 °C.  Mofety dosahují teploty 100 °C a jsou tvořeny suchým CO₂.  Tento plyn se může hromadit v depresích nebo suchých kráterech,  kde narůstá jeho koncentrace. Vzduch je pak při zemi nedýchatelný  a může způsobit smrt zadušením (obr. 5-22). Suché krátery s  kumulacemi CO₂ se nacházejí například ve Vyšných Ružbachoch na  Slovensku. Gejzír je minerální pramen charakteristický nepravidelným  vyvržením vodního sloupce a vodní páry do okolí. Vyvržená voda je  zpravidla juvenilní (viz kapitola 7). Vodní sloupec může být vyvržen  do výšky až 90 m (Steamboat Geyser). K vyvržení vody dochází  přehřátím vody akumulované v podzemí. Vyvržená voda na povrch je často nasycena minerálními látkami  uvolňovanými z magmatu či okolních hornin. Tyto látky se často v  okolí výstupu vysrážejí (obr. 5-24) a vytvářejí malé krátery či  pokrývají vše co do vody spadne. Obr. 5-23: Desublimovaná síra v blízkostí fumaroly. Obr. 5-24: Gejzír. Minerální látky obsažené ve vyvrhované vodě se vysrážely v těsné blízkosti výstupu vody na povrch. Primární tělesa sedimentárních hornin   Primární geologická tělesa sedimentárních hornin vznikají usazením  (sedimentací) rozrušeného erodovaného materiálu starších hornin (viz kapitola  4). Erodovaný a transportovaný materiál se na vhodném místě usazuje  (sedimentuje) a vytváří sedimentární polohu v podobě souvislého nebo  nesouvislého deskovitého tvaru. Toto těleso vzniká v subhorizontální poloze.  Poloha uložení závisí na úhlu vnitřního tření mezi sedimentovanými zrny. Na souši je tento úhel přibližně 30° (obr. 5-16 uprostřed), ale ve zvodnělém prostředí  (jezer, moří, atd.) tento úhel klesá na 2° (obr.5-25). Pokud lze podle  petrografického a chemického složení, barvy, mocnosti, stáří, příměsí, atd.  zřetelně omezit jednu stejnou polohu horniny, pak ji označujeme za VRSTVU.  Obr. 5-25: Schéma subhorizontálního uložení sedimentů v mořském nebo jezerním prostředí. Vrstva Vrstva je deskovité těleso velkého horizontálního dosahu, ale malé tloušťky. Je omezena ze spod spodní  vrstevní plochou a ze shora svrchní vrstevní plochou. V ideálním případě jsou tyto dvě plochy paralelní.  Nejkratší vzdálenost mezi těmito plochami se označuje za pravou mocnost (obr. 5-26). Tento údaj je důležitý  například u ložisek sedimentárních surovin (např. uhlí) pro výpočet zásob. Ne vždy je ovšem v důsledku pozdějších  geologických pochodů v původní subhorizontální pozici. Pokud je vrstva nakloněná, potom vzdálenost mezi svrchní  a spodní vrstevní plochou ve vertikálním směru označujeme za mocnost vertikální a v horizontálním směru za  mocnost horizontální. Z obou lze při znalosti úklonu uložení vrstvy vypočítat pomocí trigonometrických funkcí  pravou mocnost. Ne vždy je ovšem nutné vyjadřovat mocnost přesně. V praxi se běžně setkáváme s určením  přibližné mocnosti (tab. 5-1). Obr. 5-26: Schéma zobrazující vrstvu sedimentů a vysvětlující pravou, vertikální a horizontální mocnost. Tab. 5-1: Tabulka označení přibližné mocnosti sedimentární vrstvy. Mocnost vrstvy nemusí být v celé své ploše stálá.  Svrchní nebo spodní vrstevní plocha může být  zprohýbaná (obr. 5-27d). V případě, že se  vrstevní  plochy přibližují a mocnost se snižuje na 0, vrstva tzv. vykliňuje (obr. 5-27b). Pokud je tomu naopak, pak  vrstva nasazuje (obr. 5-27c). Pokud vrstva nasazuje a  vzápětí vykliňuje jedná se o čočku (obr. 5-27a).  Speciálním případem vyklínění je tzv. rozmrštění, kdy  se vrstva rozdělí na jazykovité výběžky, které  samostatně vyklíní (obr. 5-27e). Obr. 5-27: Schéma zobrazující různé varianty nepravidelné mocnosti vrstvy. Vrstva vznikla nepřerušenou sedimentací jednoho druhu materiálu za nezměněných fyzikálně –  chemických podmínek. Vrstvy sedimentárních hornin se od sebe mohou lišit nejen mocností a  petrografickým složením, ale také charakterem a množstvím minerálních a organických příměsí,  barvou, stářím, velikostí a tvarem úlomků, strukturními a texturními znaky, atd. (obr. 5-28). Typickým strukturním znakem komplexu sedimentárních hornin je vrstevnatost.    Odlišné vrstvy hornin, které jsou mladší a tedy uložené nad svrchní vrstevní plochou se označují za nadloží (obr. 5-29). Vrstvy starších hornin uložených  pod spodní vrstevní plochou se označují za podloží. Soubor vrstev stejného litologického charakteru označujeme za souvrství. Soubor souvrství  označujeme za skupinu (sérii). Obr. 5-29: Vymezení vrstvy, nadloží, podloží a souvrství. Vrstva je chápána jako  petrograficky jednotné těleso. V přírodě  často lze pozorovat odchylky od tohoto  pojetí, kdy jedna vrstva horniny  přechází plynule do vrstvy jiné a tedy  nelze určit vrstevní spáru (rozhraní mezi těmito vrstvami).   Pokud se složení mění ve  vertikálním směru jedná se o  změnu složení vrstvy (změna v cm  až dm). Pokud se změna projeví v  horizontálním směru mluvíme o  změně facie (změna v délce až  kilometrů). Obr. 5-28: Monoklinálně uložené vrstvy pískovců na první pohled odlišitelné nejen barvou a mocností, ale i texturními znaky.