Nauka o Zemi Teoretická část Geneze sekundárních struktur Sekundární struktury jsou v litosféře všudy přítomné stejně jako  primární geologická tělesa. V důsledku pohybu litosférických desek  dochází k neustálé modifikaci zemské kůry. Okraje litosférických desek  jsou vystaveny těmto deformacím nejvíce. Působením teploty a  především geostatického či orientovaného tlaku jsou primární struktury  různě intenzivně deformovány a přemisťovány. Dochází k jejich  modifikaci. Mění se jejich původní pozice uložení, tvar, případně i  vnitřní uspořádání. Sekundární struktury tedy porušují struktury  (geologická tělesa) primární. Podle geologických procesů, které  způsobily porušení primárních struktur, rozlišujeme NEDIASTROFICKÉ  (netektonické) a DIASTROFICKÉ (tektonické) sekundární struktury.  Nediastrofické struktury jsou vyvolané vnější (exogenní) geologickou  silou. Tyto struktury nemají větší hloubkový dosah. Nejčastěji vznikají  při náhlém odlehčení zemského povrchu a jeho vyklenutí (např.  zvětráváním viz. obr. 6-1, táním ledovce, působení gravitace) nebo při  tuhnutí magmatu (např. šestiboká odlučnost u čedičů – obr. 6-2). Obr. 6-1: Příklad vzniku nediastrofických exfoliačních puklin v plutonu po erozi nadložních hornin. Diastrofické sekundární struktury vznikají v litosféře působením napětí, které je  vyvoláno geostatickým tlakem a pohybem litosférických desek - orientovaným tlakem.  Vzniklé tektonické síly vytváří anizotropní napěťové pole. Platí zde nerovnice:   σ₁ > σ₂ > σ₃ Výsledkem působení tektonických napětí je přetvoření, které lze měřit a je  vyjádřeno  elipsoidem přetvoření. V tomto anizotropním napěťovém prostředí  vymezujeme tlaková, tahová a smyková (střižná) napětí (obr. 6-3). Obr. 6-2: Příklad nediastrofických exfoliačních puklin v čediči po utuhnutí magmatu.    Kromě velikosti a charakteru napěťového pole mají na výslednou deformaci primárních struktur vliv  především fyzikálně-mechanické (reologické) vlastnosti hornin. Ty jsou ovlivněny prostředím, ve  kterém k deformaci dochází. Daná hornina se bude přetvářet jinak u zemského povrchu a jinak  hluboko pod povrchem, kde působí značný geostatický tlak a teplota. Kromě těchto tlakově teplotních  podmínek je pro výslednou deformaci důležitá také rychlost deformace. Vzájemný vztah vyjadřuje  tzv. deformační diagram (obr. 6-4). Obr. 6-3: Schéma různých deformací při různých podmínkách. Obr. 6-4: Přetvárný diagram vyjadřující vliv různého geostatického tlaku a teploty na průběh a charakter deformace (upraveno podle Leeds 2004).    V přípovrchové zóně litosféry, kde působí malý geostatický tlak a teploty horninového prostředí,  dochází ke křehkým deformacím. Namáhaná hornina se při překročení meze pevnosti křehce rozpadá  (obr. 6-4). Je porušena řadou prasklin, které způsobí její rozpadnutí (obr. 6-5). Jedná se tedy o křehké deformace. Hluboko pod povrchem, kde působí v litosféře značný geostatický tlak a teplota, se  hornina deformuje spojitě. Při dosažení určitého napětí se hornina deformuje bez vzniku viditelných  trhlin (obr. 6-5). Napětí při této deformaci již nenarůstá nebo jen minimálně (obr. 6-4). Tyto  deformace označujeme za duktilní. Mezi těmito krajními případy je široké pole deformací duktilně-  křehkých (obr. 6-4). Hornina se v tomto prostředí přetváří za vzniku jemných trhlin, které neporušují  její soudržnost (obr. 6-5). Obr. 6-5: Výsledky pevnostních zkoušek v triaxiálu. Vyvozením různě velkého tlaku  v horizontálním směru na vzorku horniny, modelujeme tlakové podmínky působící  různě hluboko v litosféře. Vzorky zachycují z leva doprava přechod z křehkých  deformací (vznikem prasklin) přes přechodnou oblast do duktilních deformací (bez  vzniku prasklin). Upraveno podle Plummera et al. 2004.  Diastrofické struktury jsou  vyvolány endogenními procesy,  tedy pohybem litosferických  desek. Jejich vznik, klasifikace a  podrobný popis je náplní této  kapitoly. DIASTROFICKÉ struktury - vrásy. Členění sekundárních struktur Dělení sekundárních struktur nepřímo odráží podmínky vzniku těchto deformací. Sekundární struktury jsou členěný podle  toho, zda při deformaci primární struktury nedošlo k přerušení spojitosti horninových těles. V podmínkách křehkého přetvoření vznikají především nespojité deformace - pukliny a zlomy. V podmínkách duktilního  přetvoření vznikají především spojité deformace - vrásy a flexury. V přírodě se velmi často setkáváme se složitými geologickými poměry, které obsahují spojité i nespojité struktury. Jejich  vznik je většinou spojen s rozdílnými podmínkami. Proto se můžeme domnívat, že oblast prošla složitým geologickým vývojem v  několika časově oddělených etapách, při kterých v oblasti panovaly zcela odlišné geologické podmínky.  Rozměry jednotlivých struktur mohou kolísat od mikroskopických rozměrů až po megaskopické deformace (obr. 6-6). Přitom  v megaskopických deformacích nacházíme celou řadu struktur mezoskopiských a mikroskopických, které mohly vzniknout v  jiném období za jiných geologických poměrů.  Podle toho rozeznáváme: • spojité (konjunktivní); • nespojité (disjunktivní). Obr. 6-6: Snímky různě velkých deformací, od megastruktur přes mezostruktury až po mikrostruktury. Spojité sekundární struktury Flexura    Flexura je nejjednodušší spojitý ohyb vrstvy  sedimentů nebo foliace metamorfovaných  hornin, který vznikl nahodilým procesem (obr. 6-  7a). Flexury se v horninovém masivu neopakují  nebo jen nepravidelně. Vznikají v duktilním,  přechodném i křehkém prostředí.  Na rozdíl od  vrás, které jsou výsledkem pouze tlakového  namáhání, mohou flexury vznikat i v extenzním  (tahovém) napěťovém režimu. V takovém  případě bývají flexury často spojeny s kernými  pohyby na zlomech (obr. 6-7b). Vznikají v reakcí  nejčastěji plastických dosud nekonsolidovaných  sedimentárních formací, případně jen dílčích  vrstev nad poklesy (extenzní režim) či přesmyky  (kompresní režim) rigidních ker a bloků podloží. Obr. 6-7a: Fotografie flexury. Obr. 6-7b. Schéma flexury vzniklé nad přesmykem rigidních  horninových ker. Stejným způsobem mohou takto vznikat i nad poklesy. Vrása Vrása je spojitá tektonická struktura, v níž jsou původně subhorizontálně uložené  vrstvy (nebo jiná deskovitá geologická tělesa) deformována do tvaru, jehož příčný  řez je podobný sinusoidě (obr. 6-8). Na rozdíl od flexur jsou vrásy charakterizovány  periodickým opakováním a vytvářením většinou regionálně rozsáhlých vrásových  systémů. Mohou dosahovat mikroskopických až megaskopických rozměrů. Vznikají v  pouze v přechodném nebo duktilním prostředí v tlakovém režimu napětí.  Obr. 6-8: Schéma vrásy s vyznačením antiklinální a synklinální části. U vrásy se rozlišuje antiklinála (část vyklenutá nahoru) a synklinála  (část vyklenutá dolů). Místo maximálního zakřivení antiklinály či synklinály se nazývá zámek. Část vrásy spojující antiklinálu a synklinálu se nazývá rameno vrásy nebo také vrásové křídlo. Horniny uvnitř antiklinály se označují jako jádro antiklinály. V jádře antiklinály jsou vrstvy starší. V jádře synklinály jsou vrstvy mladší. Pokud stáří hornin v jádře není známo, jedná se u antiklinály o antiformu, resp. U synklinály o synformu. Pokud je osa antiklinály rovnoběžná s horizontálou jsou vzniklé vrásy označovány za cylindrické (obr. 6-9). Tento jev je v přírodě vzácný. Osa antiklinály často bývá ukloněná, což má za následek sbíhání ramen antiklinály, respektive synklinály tzv. periklinální uzávěr (obr. 6-10). Tento typ vrás se označuje jako vrásy konické (kuželové, často také jako brachyvrásy). Ve složitěji deformovaných oblastech se setkáváme se štěpením osy vrásy na dvě. Tento jev se označuje za virgaci vrásy (obr. 6-11). Pokud byla oblast značně polyfázově deformována můžeme se setkat se superponovanými vrásami (obr. 6-12), které vznikají v duktilním prostředí. Obr. 6-10: Schéma kónické vrásy s vyznačením úklonu osy vrásy. Obr. 6-12: Superponované vrásy. Obr. 6-11: Schéma virgace vrásy.    Tvar vrás v příčném řezu může být velmi různý. Podle tvaru rozlišujeme vrásy (obr. 6-13) kufrovité, vějířovité, izoklinální, střižné atd. Nejčastěji se používá klasifikace podle pozice osní roviny (obr. 6-14). Vrásy pak dělíme na přímé, šikmé, překocené, ležaté a ponořené. Často se také používá klasifikace podle velikosti úhlu sevřeného rameny vrás (obr. 6-15). Podle tohoto parametru vrásy dělí na rozevřené (120-180°), otevřené (70-120°), zavřené (30-70°), sevřené  (5-30°), izoklinální (0-5°) a zaškrcené - hřibovité  (záporná hodnota úhlu ramen a další specifické rysy). Klasifikace vrás Obr. 6-9: Schéma antiklinálního ohybu s vyznačenou osou vrásy, osní rovinou, průběhem a úklonem jednotlivých ramen vrásy. Obr. 6-13: Schéma vrásy kufrovité (1), vějířovité (2), izoklinální (3) a střižné (4). Pro jednotlivá ramena vrásy určujeme jejich úklon a směr. To nám pomáhá v určení celkového tvaru a průběhu osy vrásy a osní roviny vrásy (obr. 6-9). U vrásy určujeme vrásovou osu, která je totožná s linií maximálního zakřivení (tzv. zámkovou linií) antiklinály, resp. synklinály a dále osní rovinu vrásy. Osní rovina prochází osou vrásy a půlí antiklinálu respektive synklinálu na dvě stejné části. Obr. 6-15: Schéma členění vrás podle otevřenosti ramen vrás. Obr. 6-14: Schéma členění vrás podle úklonu osní roviny. Nespojité sekundární struktury Obr. 6-16: Vyhojené pukliny.    Existence nespojitých struktur je podmíněna křehkými až křehce duktilními deformacemi. Sekundární struktury  porušují souvislost primárních geologických těles. Jsou to tedy nově vzniklé plošné strukturní prvky, které člení  primární těleso na dílčí bloky.  Zpravidla se dělí na:  • pukliny (geneticky jsou vázány na křehké deformace);  • zlomy (geneticky jsou vázány na křehké deformace); • kliváž (geneticky je ovšem bližší duktilním, duktilně-křehkým deformacím).  Obr. 6-17: Schéma vysvětlující rozdíl mezi zlomem a puklinou. PUKLINY Pukliny jsou trhliny, které porušují horninu. Mohou  být otevřené, uzavřené nebo vyhojené (vyplněné)  některými druhotně vykrystalizovanými minerály -  kalcit, křemen, epidot, atd. (obr. 6-16). Zásadní rozdíl mezi puklinami a zlomy je v  kinematice. Na zlomech dochází k přemístění sousedních  ker, kdyžto u puklin nikoliv. Bloku jsou vůči sobě na  stejné pozici jako před porušením horniny (obr. 6-17).    Pukliny jsou nejběžnějším typ porušení mechanické soudržnosti  hornin a horninového masivu. Zpravidla se vyskytují v souborech, v  nichž se zpravidla řadí do dvou a více puklinových systémů různé  geometrie (pozice v prostoru – orientace a sklonu) a často také geneze. Za jeden systém považujeme soubor paralelních puklin, které většinou  vznikají současně v páru s jiným geneticky stejnocenným systémem  (obr. 6-18). Obr. 6-18: Soubor puklin dvou systémů.   Významným kritériem pro hodnocení puklinového  porušení je četnost (frekvence) jednotlivých puklinových  systémů (tj. jejich počet na jeden běžný metr počítáno  kolmo na daný systém). Četnost puklin nezávisí pouze na  velikosti napětí, ale také na petrografickém složení hornin.  Pokud je hornina méně odolná na fyzikálně mechanické  namáhání vznikne v ní více puklin než v hornině odolnější.  Tento jev je dobře patrný v souvrství hornin o různé  pevnosti (obr. 6-19). Společně s četností lze posuzovat  průběžnost, která taktéž částečně závisí na pevnostních  charakteristikách konkrétních hornin. Za průběžnou  puklinu považujeme tu, která prochází přes více než jednu  vrstvu (obr. 6-19). Obr. 6-19: Schéma znázorňující rozdílnou četnost a průběžnost puklin v různých horninových typech. Určující je také tvar puklin. Rozeznáváme pukliny rovné, nerovné, zvlněné atd. Velmi významným kritériem praktické  klasifikace puklin je kritérium otevřenosti – tj. vzdálenosti stěn pukliny. Výrazně otevřené bývají především tahové pukliny,  které bývají často vyhojeny minerály jako jsou křemen, kalcit atp. Vedle puklin tektonického původu existují také pukliny vzniklé např. dilatací spojené s objemovými změnami horniny  (např. sloupcovitá odlučnost čediče vznikající v souvislosti s chladnutím magmatu (obr. 6-2), nebo exfoliační pukliny  vznikající při rychlém odlehčení horninového masívu a jeho vyklenutí (obr. 6-1). ZLOMY Zlomy geneticky souvisí se vznikem fraktur - ploch porušení, podél nichž  dojde ke zřetelnému posunu obou zlomem oddělených ker. Zlomová plocha  vymezuje dvě dílčí tektonické kry, z nichž ta, která leží nad zlomovou plochou je  označována jako nadložní kra. Kra pod zlomovou plochou je krou podložní. U  svislých (radiálních) zlomů (s úklonem 90°) toto označení ztrácí smysl.  Základním klasifikačním kritériem zlomových struktur je charakter  relativního přemístění. Rozlišujeme (obr. 6-20):  • pokles;  • přesmyk; • horizontální posun.  Obr. 6-20: Schéma znázorňující rozdílnou četnost a průběžnost puklin v různých horninových typech. Pokles    Pokles je definován poklesem nadložní kry vůči kře podložní (obr. 6-20 vlevo). Vzniká v  tahových napěťových polích. Úklon poklesové plochy bývá nejčastějí 60 až 80° v závislosti  na reologii hornin. V ideálním případě je pohyb pouze ve vertikálním směru.  Přesmyk   Přesmyk je definován výzdvihem nadložní kry vůči kře podložní (obr. 6-20 nahoře  uprostřed). Vzniká v kompresních napěťových polích. V ideálním případě je pohyb pouze  ve vertikálním směru. V případě úklonu přesmykové plochy menší než 30°, bývají v české  literatuře označovány jako násuny. Přesmyky vytvořené přetržením středního ramene  vrásy jsou tzv. vrásové přesmyky až vrásové příkrovy. Horizontální posun     Horizontální (směrné) posuny jsou zlomové struktury, u nichž dochází k posunům dílčích ker ve směru  hlavní přímky subvertikální zlomové plochy, tedy v horizontálním směru (obr. 6-20 vpravo). Často vytváří  rozsáhlé, komplikované systémy párových zlomů značné směrné délky tzv. tektonické zóny. Jejich vnitřní  geometrie se vyznačuje kulisovitým uspořádáním dílčích zlomů v zóně. Obr. 6-21: Tektonické znaky na zlomové ploše, umožňující určit směr a smysl pohybu na zlomu (červená šipka).    V přírodě nalézt zlom čistě s posunem ve vertikálním nebo horizontálním směru je vzácné, nejčastěji jsou oba směry posunu kombinované. Proto existují poklesy či přesmyky kombinované s horizontálními posuny (obr. 6-20 dole). Základním klasifikačním kriteriem zlomových struktur je kritérium dynamických podmínek v době jejich  vzniku a především kinematické kritérium – relativní přemístění obou dislokovaných ker. Analyzuje-li  se  přemístění zlomových ker, činí se tak pomocí vektorů přemístění a jeho složek. Jednou z možností jak zjistit parametry vektoru přemístění je analýza tektonických lineací na zlomové  ploše. Při terénní práci si na zlomové ploše všímáme znaků, podle kterých lze určit směr a smysl přemístění  na zlomu (obr. 6-21). Mezi tyto znaky řadíme například dislokační ohlazy, tektonické rýhování, tektonická  zrcadla, vleky vrstev atd. Tyto prvky jsou zároveň jedny z poznávacích znaků zlomů. Obr. 6-22: Schéma znázorňující jednoduchý pokles (nahoře) a složenou zlomovou poklesovou zónu (dole) s vyobrazením mylonitu a dislokační brekcie.    Zlomy velmi často vytváří struktury, složené ze systému protiklonných poklesů, označované jako tektonické příkopy. Pokud jsou kombinované s  flexurním ohybem, vznikají asymetrické příkopy (polopříkopy). Jejich protikladem, vytvořeným relativně vyšší pozicí podložních ker, jsou hrástě (obr. 6-23). Typickými strukturami příkopového charakteru obrovských rozměrů s podkorovým dosahem jsou riftové zóny (obr. 3-11 a 3-15). Obr. 6-23: Schéma znázorňující vznik hrástě a příkopu na systému protiklonných poklesů v tahovém napěťovém poli. TEKTONICKÉ PŘÍKROVY    Zlomy velmi často vytváří komplikované systémy,  obvykle koncentrované do zlomových (dislokačních) zón.  Jejich doprovodným rysem je přítomnost drcených, často  nesoudržných pásem hornin označovaných jako kataklasity  (dislokační brekcie) a mylonity (obr. 6-22).    Příkrovy jsou velmi složité sekundární struktury. Mohou se vytvořit u přesmyku ze  zlomové plochy, která má úklon menší než 30°a současně došlo k dalekosáhlému (podle  některých autorů minimálně 5 km horizontální amplitudy, většinou však řádu n.10 km)  přesunutí nadložní kry. Nadložní kra je u příkrovů označována za alochton a podložní kra  za autochton (obr. 6-24). U příkrovů vlivem eroze může dojít k proerodování alochtonu  na autochton. Takové místo označujeme za tektonické okno (obr. 6-24). V případě kdy  dojde k oderodování celého čela příkrovu a nad autochtonem zůstane pouze osamocený  zbytek alochtonu, označujeme jej za tektonickou trosku (obr. 6-24). Často jsou tyto  tektonické trosky v morfologii krajiny nepřehlédnutelné. Obr. 6-24: Schéma znázorňující příkrov s vyznačeným  autochtonem, alochtonem, tektonickým oknem a  tektonickou troskou. Obr. 6-25: Schéma znázorňující vznik příkrovu díky mezivrstevního skluzu. Velmi časté jsou kerné příkrovy. Vyvíjejí se v nezvrásněných horninových sledech, kde se mezi vrstvami  vytváří plochy odlepení – mezivrstevního skluzu, lokalizované především v plastičtějších sedimentech  (např. jílovitých a slinitých horninách), případně na rozhraní hornin (vrstev, sedimentárních formací) s  rozdílnými reologickými vlastnostmi (obr. 6-25). Významnou úlohu v transportu tak rozsáhlých horninových  mas sehrávají tlaky fluid uvolňovaných v souvislosti s litifikací sedimentů ve větších hloubkách kůry. Zvyšují  mobilitu celého příkrovu. Obr. 6-26: Schéma znázorňující šupinovou stavbu příkrovů. Časté jsou také složité systémy příkrovů, které navzájem přes sebe přejíždějí. Dojde-li k zablokování čela příkrovů, vyvíjí se často tzv. čelní digitace  (také tzv. duplexy) a obecně šupinová stavba (stavba dílčích příkrovů). Tyto složité příkrovové stavby se vytvářejí v akrečním klínu (tektonické prizmě) v kolizní zóně, kdy sedimenty mezi kontinenty jsou deformovány a přemisťovány na velké vzdálenosti (obr. 6-26). KLIVÁŽ    Významným strukturním prvkem z hlediska charakteru strukturní anizotropie horninového masivu je kliváž, která je představována hromadným  výskytem ploch oslabené soudržnosti (obr. 6-27). Kliváž je typem struktury, která má rysy disjunktivní tektoniky a současně však vnitřně přetváří  horninu. Hornina je soudržná, i když je porušena řadou paralelních ploch. Tato skutečnost souvisí s její genetickou podmíněností metamorfózou. Ke  kliváží dochází v křehce duktilním prostředí. Nejčastěji je nalézáme ve vrásových ohybech, kde dílčí bloky mezi plochami jsou navzájem mírně  posunuté. Při pohledu na klivážní plochu pod mikroskopem vidíme, že krystaly minerálů na ploše jsou rekrystalizované (obr. 6-27-detail). Obr. 6-27: Vrásová kliváž s detailním pohledem pod mikroskopem  na rekrystalizované minerály na klivážních plochách.