Absolutní stratigrafie

Metody číselného datování využívají nejrůznějších postupů (především stanovení rychlosti fyzikálních, chemických a biologických procesů zaznamenaných v horninách) ke zjištění stáří hornin vyjádřeného číselně v rocích. Známe-li rychlost sledovaného procesu, pak z průběhu jeho záznamu (např. počet uložených sezónních mikrorytmů v sedimentech, četnost štěpných stop v minerálech) vypočítáme délku trvání záznamu, popřípadě jeho stáří. Jejím principem je vyjádřit stáří hornin číselně v rocích. Počátek číselného datování je konvencionálně stanoven rokem 1950. Pro číselné datování událostí před r. 1950 se používají 3 kategorie jednotek: Ka (kilo-annum) = 10³, Ma (mega-annum) = 10⁶, Ga (giga-annum) = 10⁹ roků. Uvedené zkratky se však nepoužívají k vyjádření doby trvání geologických dějů (délky sedimentace nebo průběhu orogenetických fází apod.), ale zejména se používají k datování hranic (např. hranice křída/paleogén je datována 65 Ma). Např. uvádíme, že nejspodnější stupeň paleogénu dan má spodní hranici 65 Ma a horní hranici 61 Ma a trval tedy 4 miliony let (nikoliv 4 Ma).

Radiometrická metoda

Nejznámější metodou s největším rozsahem dat je radiometrická metoda. Využívá jako časomíry samovolného rozpadu radioaktivních prvků v minerálech. Atomová jádra těchto prvků spontánně vystřelují částice alfa (nabitá heliová jádra) a beta (elektrony), uvolňují záření gama (elektromagnetické mění) a produkují dceřinné prvky. Tento proces je v čase konstantní, takže je možno pro výpočet použít známý „poločas rozpadu", tj. dobu, za kterou se rozpadne polovina atomů daného prvku (tab. 1). Ze vzájemného poměru mateřského a dceřinného prvku lze pak vypočíst dobu, která uplynula od vzniku minerálu (nejčastěji se používá zirkon) obsahujícího mateřský radioaktivní prvek.

Tab. 1. Přehled hlavních izotopů používaných při radiometrickém datování.

Izotop	Dceřinný izotop	Poločas rozpadu (10⁹ let)	Rozsah datování (Ma)	Materiál používaný k datování
⁴⁰K	⁴⁰Ar	1,250	1 až > 4500	muskovit, biotit, K-živce ap.
⁸⁷Rb	⁸⁷Sr	48,8	10 až > 4500	muskovit, biotit ap.
¹⁴⁷Sm	¹⁴³Nd	1,06	> 200	muskovit, biotit ap.
¹⁷⁶Lu	¹⁷⁶Hf	3,5	> 200	muskovit, biotit ap.
²³²Th	²⁰⁸Pb	14,01	10 až > 4500	monazit, apatit
²³⁵U	²⁰⁷Pb	0,704	10 až > 4500	zirkon, monazit, apatit
²³⁸U	²⁰⁶Pb	4,468	10 až > 4500	zirkon, monazit, apatit
¹⁴C	¹⁴N	5730 let	< 80 000 let	tkáň rostlin a živočichů, jejich schránky, zuby, kosti, voda, led

Radioaktivního rozpadu prvků využívá i metoda tzv. štěpných stop. Studuje destrukční dráhy (délky řádově tisícin milimetrů) ve vnitřní stavbě minerálů způsobené procházejícími fragmenty štěpení. Četnost těchto stop na dané ploše je úměrná stáří minerálu.

Vzhledem k omezeným možnostem použití radiometrických metod byly v posledních letech hledány též jiné způsoby umožňující stanovení absolutního stáří geologických těles. Využívají událostí nebo jevů, které se projevily a uplatnily v celosvětovém nebo v interkontinentálním měřítku. Jednou z takových metod je magnetostratigrafie.

Magnetostratigrafie

Metoda vychází z přirozených magnetických vlastností hornin, tj. z přirozené remanentní magnetické polarizace a magnetické susceptibility. Využívá orientaci magnetických minerálů podle indukčních čar magnetického pole Země, nabytou při krystalizaci z magmatu nebo při sedimentaci v klidném prostředí.

Polarita magnetického pole Země se v geologické minulosti mnohonásobně měnila a její záznam v horninách proto reprezentuje škála trvalých změn. Polarita shodná s dnešní se považuje za normální (N), opačná za inverzní (R). Přepólování jedné polarity v druhou je vůči dobám trvání normální a inverzní polarity časově zanedbatelný úsek (5 – 40 tisíc let). Souhrnná škála těchto změn, získaná měřením především na čedičích středooceánských hřbetů, kalibrovaná údaji radiometrického stáří, se používá jako standard pro srovnání s naměřenými magnetickými údaji na studovaných profilech.

Uvedená metoda se uplatňuje především v mladších obdobích historie Země (od svrchní jury do recentu). Pracuje s jednotkami magnetostratigrafické polarizace. Základní jednotkou škály je zóna. Zóny magnetické polarity byly zpočátku označovány jmény význačných badatelů (Gauss), dnes jsou označovány geografickými názvy (obr. 1), případně jsou zóny v magnetostratigrafických škálách číslovány a jejich dílčí úseky označovány malými písmeny abecedy. Zóny mohou být sdružovány do vyšších superzón nebo naopak členěny do dílčích subzón.

Obr. 1. Paleomagnetická škála pliocénu a pleistocénu. Členění na magnetické epochy a události (eventy). černá – normální orientace magnetického pole; bílá – reverzní orientace (Ogg, 1995).

K dalším metodám číselného datování používaným především kvartérní geologií a archeologií patří např. dendrologie (počítání přírůstkových kruhů stromů), lichenometrie (velikost lišejníků kolonizujících pevný substrát), termoluminiscence.

Metoda sekvenční stratigrafie

Sekvenční stratigrafie vychází z myšlenky, že kolísání hladiny světového oceánu (eustatické pohyby) v geologické historii zanechává v sedimentech zemské kůry záznam, který může být využit i pro globální celosvětové korelace. Sekvenční stratigrafie představuje studium vztahů hornin v chronostratigrafické soustavě opakujících se geneticky příbuzných vrstev, ohraničených plochami diskontinuity, jako jsou eroze, nedepozice, anebo s nimi srovnatelnými (Vail et al., 1984, Michalík et al., 1999). Koncept sekvenční stratigrafie se opírá o cyklické opakování záznamů událostí různého významu a délky trvání, které se zachovaly v sedimentárních sukcesích. Přestože korelace drobnějších cyklů na větší vzdálenosti je někdy dost problematická, velké struktury depozičních systémů jsou dobře definovány právě pomocí sekvenční statigrafie. Základní jednotkou sekvenčně – stratigrafické soustavy je sekvence. Tato vzniká během jednoho cyklu (tj. intervalu, ve kterém došlo k relativnímu vzestupu a poklesu mořské hladiny). Sedimentární sekvence je definována jako relativně konformní sukcese geneticky příbuzných vrstev, ohraničených na povrchu a na bázi diskordancemi případně konkordancemi. Trvání těchto cyklů (sekvencí) bylo přibližně 1 – 3 mil. let. Sekvence se ukládá během jednoho transgresívně-regresivního cyklu. Vytvářejí ji depoziční systémy a formace kontinentálních, paralických, platformních, svahových a pánevních prostředí. Zvyšování a následný pokles hladiny se nejzřetelněji odráží na pobřeží postupem nebo ústupem moře směrem na pevninu nebo z pevniny a je většinou provázen ukládáním transgresních a regresních sedimentů.

Sekvence bývají členěné do tzv. systémových soustav (obr. 2, 3). Mezi hlavní patří: soustava nízkého stavu hladiny (lowstand system tract, LST), transgresívní soustava (transgressive system tract, TST), soustava vysokého stavu hladiny (highstand system tract, HST) a soustava sedimentů klesajícího stavu (falling systém tract, FST). Maximální dosah hladiny během transgrese se označuje jako povrch maximální záplavy (maximum flooding surface, mfs).

Obr. 2. Schéma prvků systémových soustav a hranic sedimentární sekvence (Michalík et al., 1999).

Soustava sedimentů ukládaných během nízkého stavu vodní hladiny (LST)

Během nízkého stavu hladiny se sedimentace přesunuje směrem do pánve. Soustavu facií nízkého stavu doprovází významná eroze čela svahu. Redeponované sedimenty z mělčích částí pánve jsou přemísťovány turbiditními proudy a skluzy do jejich hlubších částí až na úpatí kontinentálního svahu. Pánevní uloženiny lze členit na tři samostatné jednotky:

- dnový vějíř na dvě pánve (basin floor fan),

- svahový vějíř (slope fan) charakteristický turbidity a gravitačními proudy (debris flow),

- nejpozději do pánve prograduje tzv. klín nízkého stavu.

V litorálních částech pánve dochází často k subaerické erozi. Současně (alespoň v mělčích částech pánve) se vytváří erozní plocha, která je později, tedy během následující tranrese, zaplavena. Nad touto plochou, kterou definujeme jako sekvenční hranici (obr. 3), dochází opět k ukládání hlubokovodnějších šelfových uloženin (TST). Nová sedimentace je ovšem opět determinována morfologií šelfu.

Obr. 3. Rozhraní sedimentů vysokého stavu (deskovité vápence vpravo od kladiva) a nízkého stavu (lavicovité vápence vlevo od kladiva) indikuje sekvenční hranici ve svrchnojurských sedimentech, Ladce, slovensko (foto P. Skupien).

Soubor sedimentů ukládaných při transgresi

Tyto sedimenty se označují jako transgresivní soubor sedimentů (TST). Sedimenty transgresivního traktu leží v nadloží erozní plochy vytvořené během předchozí regrese (mohou vyplňovat starší subaerická erozní údolí, výmoly, kanály apod.). Tyto plochy jsou výrazněji vyvinuty zejména na svažitějších pobřežích, jinak ale mohou též chybět. Hrubší klastická sedimentace se stěhuje směrem k okraji pánve. Ve vertikálním sledu jsou hrubší sedimenty překrývány jemnějšími hlubokovodnějšími sedimenty. Transgresivní depoziční soustava končí povrchem největší záplavy.

Soustava vysokého stavu hladiny moře

Tyto sedimenty představují relativně nejhlubokovodnější soubor sedimentů. Zpočátku ještě vybíhají (agradují) směrem do pevniny. Sedimenty svrchní části tohoto souboru, které překonaly maximum záplavy a ukládají se tedy už v období počínající regrese, se opět posunují směrem do pánve. V hlubších částech pánve pozorujeme často kondenzovanou sedimentaci spojenou s hiáty, hardgroundy apod.

Soustava klesajícího stavu

Systémovou soustavu klesajícího stavu mořské hladiny charakterizuje ústup (offlap) – každá mladší mořská vrstva vyznívá dále od pobřeží. Ostatní systémové soustavy jsou charakteristické přesahem (onlap).

V rámci systémových soustav je možno ve vápnitých fáciích sledovat změny mikrofaciálních prvků (obr. 4).

Obr. 4. Distribuce mikrofaciálních prvků svrchnějurské sekvence (Michalík et al., 1999).

Badatelé ropné společnosti Exxon rozpracovávali tuto metodu od šedesátých let 20. století a vypracovali křivku kolísání hladiny světového oceánu (obr. 5) a její odraz v sedimentárním záznamu pro fanerozoikum. Obdržená křivka, kalibrovaná radiometrickými a magnetometrickými údaji, slouží jako standard pro korelaci vhodných, tektonickými procesy neovlivněných vrstevních sledů fanerozoika a to až v interkontinentálním měřítku.

Obr. 5. Křivka kolísání hladiny světového oceánu (Vail et al., 1977).

ZPĚT NAHORU ZPĚT NA ÚVODNÍ STRANU