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 |
|
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.
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.
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 –
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