Textová část

Terénní dokumentace

Internetové stránky

Literatura

Hlavní stránka

4.2. Eolické sedimenty

Eolické sedimenty bývají spojovány jen s pouštním prostředím. Běžné jsou však též ve stepích, v horských oblastech, v oblastech přímořských dun (v mořských, resp. jezerních příbřežních pásmech), v oblastech pláží a přílivových plošin.

Obr. 1a. Duny, Sahara (www.desperado.cz).	Obr. 1b. Barchany v horské oblasti, Lhasa, Tibet (foto P. Skupien).

Rozlišují se tři skupiny eolických sedimentů:

1) eolické reziduální štěrky a hrubozrnné písky (deflační rezidua),

2) eolické písky,

3) eolické prachy neboli spraše.

Identifikace fosilních analogií je neobyčejně obtížná.

4.2.1. Deflační rezidium

Na bázi eolických komplexů ležívá štěrkové nebo hrubě písčité deflační rezidium, a to zcela obdobně jako u aluviálních sedimentů, kde leží reziduální štěrk. Dnešní deflační rezidua – pouštní dlažba na obrovských rozlohách (obr. 2, obr. 3a). Deflace působí hlavně při povrchu terénu, a to jen do několika centimetrů nad písčitým a cca do 10 cm nad štěrkovým nebo skalním povrchem. Největší částice, které vítr zvedá, jsou obvykle v průměru kolem 1 mm. Unášené částice hornin pak obrušují povrch (koraze nebo abraze). Jedním z produktů koraze jsou hrance (obr. 3b). Jsou to valouny, na kterých jsou korazí vybroušeny facetové plochy oddělené hranami.

Fosilní deflační rezidua však nebyla zatím popsána.

Obr. 2. Princip vzniku kamenné pouště s tzv. pouštní dlažbou vyfoukáním jemných částic. Vytvoření pouštní dlažby významně omezuje další větrnou erozi. Podle Presse & Sievera, 1998

Obr. 3a. Pouštní dlažba.	Obr. 3b. Přítomnost hranců v sedimentech je typickým dokladem působení eolických procesů v době jejich vzniku (foto P. Skupien).

4.2.2. Eolické písky

Eolický písek (obr. 4) je nejlépe vytříděný sediment s charakteristickou zrnitostí. Střední zrnitost zrna 0,14 až 0,27 mm. Eventuální horší vytřídění způsobuje příměs prachu a jílu, které při prachových bouřích spadnou na povrch dun a infiltrací jsou zavlečeny do pórů mezi pískovými zrny. Eolické písky neobsahují klastickou slídu a v tělesech eolických písků nejsou rozesety valouny. Při transportu větrem dochází k zaoblení zrn. Vzájemným narážením zrn při transportu se stává jejich povrch oblým, matným a dolíčkovatým. Váté písky jsou příznačné pro aridní a semiaridní oblasti a tvoří asi 20-25 % povrchu současných pouští.

Obr. 4a. Eolické písky, paralelní tence lavicovitá vrstevnatost, Travčice u Terezína (Růžičková et al., 2003).	Obr. 4b. Eolické písky plošných pokryvů a malých dun, Strážnice (Růžičková et al., 2003).

Rozlišujeme:

a) pokryvy vátých písků, tj. vrstvy vátých písků, které plošně pokrývají povrch terénu; mají zpravidla plochý povrch s mikroreliéfem (čeřiny, drobné stružky apod.),

b) pískové přesypy (duny, tj. nízké pahorky nebo hřbety tvořené vátými písky, barchany, tj. obloukovitě ohnuté elevace, obr. 1, 5).

Obr. 5. Tvarová charakteristika barchanů a dun. Šipka ukazuje převládající směr větrů. (Nichols, 1999).

Sedimentární textury dun (obr. 6):

- příčné duny sestávají z příkře ukloněných vrstev (až 40^o, nejčastěji 32 až 34^o) ukloněných po větru,

- zvrstvení může být porušeno velkým množstvím mírně a protisměrně ukloněných vrstev. Jsou to zbytky návětrné strany dun,

- tento obraz může být kombinován přítomností menších a plochých výmolových skupin vrstev,

- podélné duny mají v příčném řezu mírněji se uklánějící protisměrné vrstvy,

- písková moře, okraje aktivních dun a beztvaré navátiny mají obvykle nepřehledný sled mírně a protisměrně ukloněných vrstev, často přerušovaných erozivními povrchy,

- pískové závěje napodobují v malém měřítku textury příčných dun.

Obr. 6. Řez ukazující typickou morfologickou a vnitřní texturu písečných dun (Růžičková et al., 2003).

4.2.3. Eolické prachy (spraš)

Spraš (obr. 7, 8) je eolický sediment o frakci 20 až 60 milimikronů, zvrstvení žádné nebo nezřetelné, žlutohnědá barva, příměs jemnozrnného písku nebo příměs karbonátu. Rozlišuje se též písčitá spraš 20 až 60 m + 200 až 500 m (bimodální zrnitostní složení), označovaná rovněž jako spraš pahorkatin (závětrná strana elevací v pahorkatinách); dále jílovitá spraš nebo spraši podobný sediment (loess like). V posledním případě sekundárně přeměněná primární spraš (přeplavená, přetvořená pedogenezí apod.)

Obr. 7. Mikrostruktura spraše (podle Tana, 1988 in Růžičková et al., 2003).

Obr. 8a. Typický sprašový profil se sloupcovitou odlučností a strmými stěnami.	Obr. 8b. Sprašový profil, Řepiště (foto P. Skupien).

Spraše vytvářejí výrazné povrchové tvary. Rozlišujeme:

    a) sprašové pokryvy složené z ukloněných poloh, a to

            - sprašové návěje na návětrných svazích a

            - sprašové závěje na závětrných svazích,

    b) sprašové pokryvy složené ze subhorizontálně uložených spraší.

V kvartéru vzniká spraš během stadiálů za suchého počasí a silných větrů, které vyvály jemný materiál z glacigenních výplavů. Spraš vzniká i v pouštích vyvátím z aluviálních plošin.

Rozpoznání fosilních spraší je obtížné. Diagnostické znaky: uniformní zrnitost, nedostatek zvrstvení a vápenatost. Nepřímo též paleoklimatický obraz a blízkost zaledněných oblastí nebo pouští.

Charakteristická asociace jílových minerálů ve spraších:

- minerály typu slíd 50 až 60 %,

- smektit 30 až 40 % (montmorillonit, resp. jílový materiál ze skupiny montmorillonitu tvořený třemi vrstvami tetraedrů),

- kaolinit 0 až 10 %,

- chlorit 0 až 10 %.

Spraše ovšem podléhají přetváření druhotnými pedogenními pochody (obr. 9, 10).

Obr. 9. Spraš ležící na glacifluviálních štěrcích. Ve svrchní části je patrny fosilní půdní horizont. Nárazový břeh řeky Lučiny, Šenov (foto P. Skupien).	Obr. 10. Spraš ležící na flyšových sedimentech ždánické jednotky, Popice (foto L. Malysz).